Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.25, кандидат географических наук Розова, Анастасия Васильевна

• Розова, Анастасия Васильевна
• кандидат географических наук
• 2006

Оглавление диссертации кандидат географических наук Розова, Анастасия Васильевна

Введение

Глава 1. Рельеф дна и геолого-геофизическое строение рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин и осевых поднятий.

1.1. Общие черты строения и морфоструктурной сегментации рифтовых зон срединно-океанических хребтов.

1.2. Рифтовые зоны с морфологией рифтовых долин.

1.2.1. Основные элементы рельефа дна рифтовых зон с морфологией рифтовых долин.

1.2.2. Геолого-геофизическая характеристика рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин

1.2.3. Особенности морфоструктурной сегментации рифтовых зон с морфологией рифтовых долин.

1.2.4. Особенности рельефа флангов срединно-океанических хребтов с морфологией рифтовых долин.

1.3. Рифтовые зоны с морфологией осевых поднятий.

1.3.1. Основные элементы рельефа осевых поднятий.

1.3.2. Геолого-геофизическая характеристика рифтовых зон срединно-океанических хребтов с морфологией осевых поднятий

1.3.3. Морфоструктурная сегментация рифтовой зоны с морфологией осевых поднятий.

1.3.4. Особенности рельефа флангов срединно-океанических хребтов с морфологией осевых поднятий.

Глава 2. Региональные изменения морфологии и морфоструктурная сегментация рифтовых зон со средней скоростью спрединга.

2.1. Геодинамические обстановки проявления переходной морфологии рифтовых зон в глобальной системе срединно-океанических хребтов.

2.2. Изменение морфологии рифтовой зоны при изменении скорости спрединга (Тихоокеанско-Антарктический хребет).

2.3. Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие изменения температуры осевой мантии (Юго-Восточный Индийский хребет).

2.4. Изменение морфологии рифтовой зоны при одновременном воздействии изменения температуры верхней мантии и изменения скорости спрединга (Галапагосский центр спрединга)

2.5. Изменение морфологии рифтовой зоны вследствие воздействия локальной аномалии плавления (сегмент г. Осевой на хребте Хуан-де-Фука)

2.6. Особенности рельефа рифтовой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 21°ш.

2.7. Особенности рельефа рифтовой зоны Центрально-Индийского хребта

2.8. Вариации внеосевого рельефа при изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия до рифтовой долины.

Глава 3. Изменение морфологии рифтовой зоны от рифтовых долин до осевых поднятий при низкой скорости спрединга.

3.1. Хребет Рейкъянес (влияние изменения прогретости верхней мантии вблизи Исландской горячей точки)

3.1.1. Изменение осевой морфологии хребта Рейкъянес.

3.1.2. Особенности морфоструктурной сегментации хребта Рейкъянес

3.2. Срединно-Атлантический хребет вблизи Азорского плато.

3.3. Влияние Исландского и Азорского мантийных плюмов на внеосевой рельеф

Глава 4. Воздействие морфоструктурных нарушений на локальные изменении морфологии в пределах отдельных сегментов спрединговых хребтов

4.1. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах с быстрым спредингом.

4.2. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах со средним спредингом.

4.3. Влияние структурных нарушений на осевую морфологию на хребтах с медленным спредингом («дамбовый эффект»).

Глава 5. Строение рельефа рифтовых зон с переходной морфологией и закономерности его изменения.

5.1. Обобщенный поперечный профиль и элементы рельефа переходного типа

5.2. Изменение характера рельефа дна рифтовой зоны при изменении морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине.

5.3. Изменение морфоструктурной сегментации при изменении морфологии рифтовой зоны.

Глава 6. Геодинамическая природа рельефа дна рифтовых зон с переходной морфологией.

6.1. Геодинамическая модель строения осевых зон спрединговых хребтов

6.2. Геодинамическая связь изменений рельефа дна с глубинным строением

6.3. Геодинамическая связь изменений морфоструктурной сегментации с глубинным строением.

6.4. Связь типов рельефа и характера его расчлененности рельефа с реологическим строением коры.

6.5. Рельеф как индикатор глубинного строения рифтовой зоны

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геодинамический анализ рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией»

Рифтовые зоны срединно-океанических хребтов (СОХ) уже несколько десятилетий являются объектом повышенного научного интереса морских геоморфологов и геологов. Именно в рифтовых зонах СОХ были сделаны фундаментальные научные открытия, связанные с активной тектоно-магматической и гидротермальной деятельностью, приводящей к аккреции океанической коры, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидов и образованию морфоструктурного плана всего океанского дна. Важнейшим параметром, определяющим интенсивность наращивания океанической коры, является скорость спрединга. По этому параметру спрединговые хребты были разделены на медленноспрединговые (Vcnp< 4 см/год) с характерной морфологией рифтовых долин (например, Срединно-Атлантический хребет), быстроспредииговые (Vcnp> 8 см/год) с типичной морфологией осевых поднятий (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие) и средиеспрединговые (Vcnp= 4-8 см/год) с некоторым промежуточным, или переходным типом морфологии (например, Юго-Восточный Индийский хребет, хр. Хуан-де-Фука и др.). Последний тип морфологии, являясь характерным для среднеспрединговых хребтов, нередко встречается и на хребтах с высокой и низкой скоростями спрединга. Рельеф дна и глубинное строение спрединговых хребтов с морфологией рифтовых долин и морфологией осевых поднятий изучены в настоящее время сравнительно неплохо. Спрединговые хребты с переходной морфологией исследованы в гораздо меньшей степени. Это касается как особенностей строения рельефа дна, так и глубинных геодипамических процессов, управляющих аккрецией повой коры и эндогенным рельефообразованием.

Рельеф рифтовой зоны часто оказывается прекрасным индикатором глубинного строения коры. Поэтому исследование рельефа рифтовых зон в областях изменения морфологии от рифтовых долин к осевым поднятиям крайне важно для понимания характера изменения механизмов аккреции океанической коры и строения литосферы в этих областях.

Цель диссертационной работы - выявить особенности строения рельефа рифтовых зон с переходным типом морфологии, установить закономерности его изменений при переходе от морфологии осевых поднятий к морфологии рифтовых долин и определить геодинамические причины этих изменений. Основные задачи исследования: рассмотреть геодинамические обстановки существования переходной морфологии; выявить типичные формы рельефа, образующие морфологию рифтовых зон переходного типа и установить закономерности изменения рельефа рифтовых зон переходного типа при изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам; провести анализ параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии; выявить геодинамические причины изменения форм осевого рельефа и параметров морфоструктурной сегментации рифтовых зон с различным типом морфологии; установить зависимость между изменением элементов рельефа рифтовой зоны переходного типа и изменением глубинных структур, предсказываемых по результатам геолого-геофизических исследований и численного моделирования; рассмотреть связь осевой морфологии рифтовой зоны и виеосевого рельефа. Основные защищаемые положения:

1. Переходная морфология рифтовых зон спрсдинговых хребтов встречается как на хребтах со средней скоростью спрединга, так и в рифтовых зонах с низкой и высокой скоростью раздвижения, подверженных влиянию мантийных плюмов («горячих точек») или структурных нарушений типа трансформных разломов и нетрансформных смещений. Для переходной морфологии характерны следующие формы рельефа: крупное поднятие, среднее поднятие и поднятие осевого вулкана, ограниченные полуграбепами и депрессиями.

2. Переход от морфологии осевых поднятий быстро раздвигающихся хребтов к морфологии рифтовых долин медленно раздвигающихся хребтов осуществляется путем зарождения и постепенного углубления рифтовой долины, в которую погружается крупное поднятие. Одновременно происходит формирование среднего поднятия, которое затем часто погружается в пределы крупного грабена. При этом структуры более мелкого масштаба (осевые вулканы и осевые грабены) могут появляться и исчезать на любой из промежуточных стадий изменения морфологии.

3. Изменение морфологии осевых зон происходит одновременно с изменением длин сегментов осевых зон СОХ, а также типов морфоструктурпых нарушений и амплитуд смещений по ним.

4. Изменения морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине, а также изменения морфоструктурной сегментации рифтовых зон, могут быть результатом уменьшения скорости спрединга, температуры мантии и интенсивности магмоснабжения (при возможном взаимодействии всех трех факторов). Эти факторы приводят к уменьшению размеров и увеличению глубины кровли осевой магматической камеры (вплоть до ее полного исчезновения) и заглублению области сфокусированного мантийного апвеллинга, что, в свою очередь, отражается в изменении плотностной структуры литосферы в осевой зоне, в увеличении эффективно-упругой мощности литосферы, и, как результат, в последовательном изменении форм рельефа переходного типа. Объекты и состав исследования:

В работе рассматриваются рифтовые зоны СОХ, для которых характерен переходный тип морфологии. Это рифтовые зоны Юго-Восточного Индийского хребта, Тихоокеанско-Антарктического хребта, Галапагосского поднятия, хребта Хуан-де-Фука, Центрально-Индийского хребта, хребта Рейкъянес, центральной части Срединно-Атлантического хребта к югу от Азорского тройного соединения, Восточно-Тихоокеанского поднятия в районе 21°с.ш. Методика работы

За основу структуры диссертационной работы принималось разделение морфологии рифтовых зон на 3 типа: морфологию осевых поднятий, переходную морфологию и морфологию рифтовых долин [Ma, Cochran, 1996; Sempere et al., 1997]. Для анализа параметров морфоструктурной сегментации использовалась классификация уровней сегментации рифтовых зон СОХ [Дубинин, Ушаков, 2001].

Для выявления связей между рельефом и глубинным строением литосферы использовались результаты численного [Галушкин и др., 2002] и экспериментального [Грохольский, Дубинин, 2006] моделирования, проведенного научным коллективом сектора геодинамики Музея землеведения МГУ. Научная новизна работы

В работе впервые представлен анализ эволюции рельефа рифтовых зон от морфологии типа рифтовых долин до осевых поднятий. Проведено описание и типизация форм рельефа рифтовых зон переходного типа. Исходя из анализа характерных элементов рельефа рифтовой зоны, выявлены закономерности их изменения, и установлена тенденция в вариации глубинного строения осевой литосферы при переходе от морфологии рифтовых долин к морфологии осевых поднятий. Практическое значение работы

Результаты работы показывают, что рельеф рифтовой зоны вместе с геофизическими данными позволяет судить о глубинном строении осевой литосферы и о глубинных процессах образования океанической коры. Исследование рельефа слабоизученных рифтовых зон с меняющейся морфологией позволяет даже при отсутствии геофизических данных получить представление об изменении строения литосферы этих рифтовых зон.

Полученные результаты могут быть использованы при прогнозировании приуроченности гидротермальных полей и глубоководных полиметаллических сульфидов к морфотектоническим структурам рифтовых зон. Апробация работы

Основные результаты диссертационного исследования докладывались и были опубликованы в материалах следующих конференций: VI и VII Международной конференции студентов и аспирантов по фундаментальным наукам «Ломоносов» (Москва, 1999, 2000); IV и V Щукинских чтений (Москва, 2000, 2005); XXXIV и XXXV Тектонического совещания (Москва, 2001, 2002); XXXVII Тектонического совещания (Новосибирск, 2004); 7-ой Международной конференции по тектонике литосферных плит им. Л.П.Зоиеншайна (Москва, 2001); Молодежной конференции «2-е Яишинские чтения» (Москва, 2002); XX Всероссийской молодежной конференции (Иркутск, 2003); Молодежной школы XXXVII Тектонического совещания (Москва, 2004); XXVIII Пленума геоморфологической комиссии РАН (Новосибирск, 2004); VI Международной геоморфологической конференции (Zaragoza, 2005). Публикации

По теме диссертации опубликовано 14 научных работ и две находятся в печати. Объем и структура работы

Диссертация объемом страниц печатного текста состоит из введения, шести

Заключение диссертации по теме «Геоморфология и эволюционная география», Розова, Анастасия Васильевна

Заключение

1. При изменении скорости спрединга происходит изменение морфологии рифтовых зон от осевых поднятий до рифтовых долин через формирование переходной морфологии. Для переходной морфологии характерно образование нескольких элементов рельефа. Типичный поперечный профиль рельефа рифтовой зоны с переходным типом морфологии состоит из крупного поднятия высотой 300-600 м и шириной 10-40 км, основание которого располагается ниже уровня окружающих склонов хребта, образуя по обе стороны от него депрессии. Поднятие обычно ограничивается достаточно крутыми склонами. Его вершинная поверхность часто рассекается крупным грабеном, шириной 3-11 км и глубиной 50-450 м. В пределах грабена или непосредственно на вершинной поверхности крупного поднятия только на хребтах с переходной морфологией образуется среднее поднятие, имеющее обычно куполообразную вершину шириной 3-8 км и высотой 150-300 м. На ней может появляться осевой грабен шириной 0,5-2,5 км и глубиной 40-130 м. На оси рифтовой зоны в пределах грабена или на вершине среднего поднятия иногда располагается осевой вулкан высотой 50-170 м и шириной около 0,8-2,5 км.

При изменении рельефа от осевых поднятий к рифтовым долинам происходит опускание крупного поднятия в пределы зарождающейся рифтовой долины. Сначала у его подножий появляются лишь небольшие краевые впадины, затем в центральной части этого поднятия выделяется среднее поднятие, которое постепенно расширяется и все чаще оказывается погруженным в пределы крупного грабена. Потом оно исчезает, а вершина крупного поднятия оказывается ниже бровок рифтовой долины. На первых этапах этого изменения вершина крупного поднятия чаще имеет выпуклую или плоскую форму, а на последних - вогнутую. В итоге на поперечном профиле остается одна рифтовая долина. На каждой из этих стадий осевой грабен и осевой вулкан могут появляться и исчезать.

2. Изменение морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия через формирование структур переходного типа и затем к рифтовой долине может происходить не только в результате сокращения скорости спрединга, но также и при уменьшения температуры подстилающей осевой астеносферы, связанного, например, с влиянием «горячих» точек, а также при дефиците снабжения рифтовой зоны расплавом. Все три фактора - скорость спрединга, температура мантии и интенсивность магмоснабжения - могут взаимодействовать друг с другом.

3. Основная глубинная причина изменения морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к рифтовой долине связана с углублением подосевого поднятия астеносферы, при котором происходит увеличение мощности эффективно упругого слоя осевой литосферы, сопровождающееся уменьшением размеров и заглублением (вплоть до полного исчезновения) коровой магматической камеры, изменением плотностной структуры осевой литосферы и, как результат, формированием крупного грабена.

Существование крупного поднятия определяется близким к поверхности расположением кровли астеносферы. При достаточно сильном заглублении кровли астеносферы под осью происходит образование довольно узкой области сфокусированного мантийного апвеллинга. За его пределами по обе стороны от оси образуется хрупкая литосфера, плотность которой гораздо выше. Таким образом, при движении от оси спрединга на боковой границе центра сфокусированного мантийного апвеллинга происходит увеличение мощности и плотности литосферы,. Это увеличение плотности приводит к «проваливанию» рифтовой долины по крупным сбросам, рассекающим мощный хрупкий слой. Чем сильнее сужается и заглубляется астеносферное поднятие, приобретая форму локализованного к оси сфокусированного апвеллинга, тем глубже становится зарождающаяся рифтовая долина и ниже крупное поднятие, которое в конце концов совсем исчезает.

Заглубление осевой коровой магматической камеры (ОМК) приводит к образованию в рифтовых зонах с переходной морфологией среднего поднятия, расположенного на вершине крупного поднятия. О том, что среднее поднятие образуется из осевого поднятия, свидетельствует плавное увеличение ширины среднего поднятия при изменении морфологии. Увеличение размеров среднего поднятия по сравнению с осевым поднятием морфологии осевых поднятий определяется увеличением глубины ОМК. Чем глубже располагается ОМК, тем большая по размеру форма рельефа ей соответствует. При переходе к морфологии рифтовой долины ОМК не только заглубляется, но и сужается, а ее стенки, вероятно, становятся круче. В результате, на границе ОМК возникает плотностной контраст, который может вместе с заглублением кровли камеры предопределить заложение крупного грабена. В пределы крупного грабена постепенно погружается среднее поднятие, которое после полного исчезновения ОМК тоже исчезает.

В отличие от рифтовых зон с морфологией осевого поднятия, где рельеф осевого поднятия предопределяется формой ОМК, образование осевого вулкана и осевого грабена на хребтах с переходной морфологией и с рифтовыми долинами контролируется расположением, формой и насыщенностью расплавом короткоживущего локального очага плавления в коре. В начале фазы магматической активизации в кору внедряется некоторая порция расплава, образующая локальный магматический очаг, из которого происходят конкретные извержения. В результате них, на оси формируется вулканический хребет. Когда магматический очаг опустошается и остывает, вулканический хребет проваливается в осевой грабен и через какое-то время разрушается. Тогда на оси спрединга остается один грабен.

4. Изменение морфологии рифтовых зон затрагивает не только поперечный, но и продольный план осевых зон СОХ. Оно сопровождается изменением длин сегментов осевых зон СОХ, вариациями типов морфоструктурных нарушений и амплитуд смещений на них. При изменении морфологии от осевых поднятий к рифтовым долинам происходит уменьшение длин сегментов 2-4 порядка.

5. Также как и при изменениях в поперечном профиле, вдольосевые вариации в морфологии осевых зон СОХ, связаны изменениями в строении осевой литосферы и в глубине кровли подосевой астеносферы, со вдольосевыми размерами разномасштабных очагов расплава и с мощностью эффективно хрупкого слоя осевой литосферы. При изменении морфологии рифтовой зоны от осевого поднятия к переходному типу морфологии и к рифтовым долинам уменьшение длин сегментов 2 порядка связано с уменьшением длины ячеек общего поднятия астеносферы. Уменьшение длин сегментов третьего порядка определяется уменьшением протяженности вдоль оси ОМК, а после ее исчезновения, вдольосевым размером центров сфокусированного апвеллинга мантии. Уменьшение длины сегментов 4 порядка определяется сокращением размеров отдельных линз расплава в пределах ОМК, а затем, при ее заглублении, вдольосевыми размерами локальных очагов плавления в коре, питающих отдельные извержения.

6. Увеличение толщины хрупкого слоя осевой литосферы способствует формированию высоких вулканических построек, крупноамплитудных сбросов, изменению характера внеосевого рельефа с увеличением перепада высот и изменением периодичности расположения абиссальных холмов, а значит, и с изменением размеров отдельных литосферных блоков. Характер внеосевого рельефа позволяет определить тип морфологии рифтовой зоны, существовавший в момент формирования рассматриваемого участка океанической литосферы.

Список литературы диссертационного исследования кандидат географических наук Розова, Анастасия Васильевна, 2006 год

1. Агапова Г.В., Шарапов В.Н., 1997. Морфоетруктура восточного сочленения осевого рифта Срединно-Атлантического хребта с разломом Зеленого Мыса. -Океанология, т.37, №6, с.915-919.

2. Атлантический океан. Геоморфология, 1975. Карта под ред. А.В. Ильина. М., ГУГК.

3. Боголепов К.В., Чиков Б.М., 1976. Геология дна океанов. М., изд-во Наука, 248 с.

4. Виноградов А.П., 1967. Введение в геохимию океана. М., изд-во Наука, 168 с.

5. Виноградов А.П., Удинцев Г.Б., Дмитриев Л.В., Канаев В.Ф. и др., 1969. Строение рифтовой зоны Индийского океана и ее место в мировой системе рифтов. Изв. АН СССР, сер. геол., №10, с.3-27.

6. Гайнанов А.Г., 1978. Глубинное строение литосферы океанов по геофизическим данным. Вестник МГУ, геология, №4, с. 10-14.

7. Гайнанов А.Г., Захарова Т.П., Мазо Е.Л., Холодных Д.А., 1990. Гравитационное поле океанов по данным спутниковой альтиметрии. Вестник МГУ, геология, №2, с.69-73.

8. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А., 2002. Формирование осевых магматических очагов в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов с учетом вариаций в составе пород коры и мантии Докл. РАН, т.386, №2, с.245-249.

9. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников А.А., 2006. Нестационарная модель термического режима осевых зон СОХ: проблема формирования коровых и мантийных магматических очагов. Физика Земли (в печати).

10. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А.И., 1994. Термическая структура осевой зоны срединно-океанического хребта. Статья 1 .Формирование и эволюция осевой магматической камеры Изв. АН РАН, сер. Физика Земли, №5, с.11-19.

11. Геология и металлогения северной и экваториальной частей Индийского океана, 1984. Киев, изд-во Наукова думка, 165 с.

12. Геолого-геофизический атлас Индийского океана, 1975. Удинцев Г.Б. (ред.). М., изд-во АН СССР, ГУГК, 152 с. .

13. Гравитационное поле и рельеф дна океана, 1979. Под ред. С.А.Ушакова. Л., изд-во Недра, 295 с.

14. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., 1999. Кинематические и морфометрические закономерности зон перекрытий осей спрединга срединно-океанических хребтов. Тихоокеанская геология, тектоника и геодинамика, т.18, №4, с.3-15.

15. Грохольский A.JI., Дубинин Е.П., 2006. Экспериментальное моделирование структурообразующих деформаций в рифтовых зонах срединно-океапических хребтов. Геотектоника, №1, с.76-94.

16. Деменицкая P.M., 1975. Кора и мантия Земли. М., изд-во Недра, 256 с.

17. Дмитриев Л.В., 1998. Вариации состава базальтов Срединно-океанических хребтов, как функция геодинамической обстановки их формирования. -Петрология, т.6, №4, с.340-362.

18. Дубинин Е.П., 1987. Трансформные разломы океанической литосферы. М., изд-во МГУ, 182 с.

19. Дубинин Е.П., Прозоров Ю.И., Белая Н.И., 1992. Геодинамическая природа сегментации срединно-океанических хребтов. В сб.: Жизнь Земли. Геодинамика и экология (под ред. С.А.Ушакова). М., изд-во МГУ, с.46-54.

20. Дубинин Е.П., Ушаков С.А., 2001. Океанический рифтогенез. М., изд-во ГЕОС, 293 с.25.