Мобилизм и зона спрединга

Таким образом, конструктивные процессы спрединга - всего лишь звено в мантийно-коровом круговороте вещества (англ., recycling).

Изучение магматических пород в современных срединных хребтах, выявление вариаций их состава в зависимости от рельефа и строения зон спрединга, от кинематики и от стадии развития важно не только для понимания этой формы рифтогенеза, но и для палеотектоники. Оно служит основой исследования и интерпретации фрагментов древней океанской коры (офиолитов) с позиций актуализма. В этом отношении информативны не только базальтоиды и габброиды, но и выступающие в срединных хребтах перидотиты - тугоплавкий остаток мантийного вещества.

Базальтовая магма, разные формы кристаллизации которой дают породы II и III слоев океанской коры, обнаруживает общие особенности состава во всех зонах спрединга, что послужило основанием для выделения особого геохимического типа базальтоидов, обозначаемых обычно как породы типа MORB (англ. Mid-oceanic ridge basalts) или СОХ (срединно-океанских хребтов - pppa.ru). Были выявлены их отличия от базальтоидов других геодинамических обстановок. С тех пор как в начале 60-х годов Д. Энгель и С. Энгель определили этот тип толеитовых базальтов, глубоководное бурение, драгирование и картирование дали огромный фактический материал и стало ясно их большое разнообразие. (Приложение Е)

Для океанских толеитов нормального типа (N-MORB) характерно низкое содержание подвижных, так называемых некогерентных элементов, в том числе калия, поэтому их считают продуктом частичного плавления геохимически истощенной (деплетированной) мантии на сравнительно небольших глубинах. При этом степень плавления исходных пород была высокой, что выразилось, в частности, обогащенностью расплава элементами группы железа. На деплетированность мантийного источника (которую объясняют массовым выносом подвижных элементов в верхние оболочки Земли еще в раннем протерозое - pppa.ru) указывают и изотопные характеристики. [31, c. 358-361]

Отношение 87Sr/86Sr в N-MORB около 0,7025, что заметно ниже значений, отвечающих нормальному накоплению в мантии радиогенного 87Sr при допущении исходного хондритового состава с рубидий-стронциевым отношением 0,026-0,034.

Предполагается, что в геологическом прошлом вынос рубидия, более подвижного, чем стронций, снизил это отношение приблизительно до современного (0,006).

Преимущественным выносом из мантии 144Nd (Он подвижней, чем 147Sm, распад которого дает 143Nd) объясняют наблюдаемые отношения 143Nd/144Nd и соответствующие им высокие (около +10) значения меры изотопного состава Nd.

Нормальным океанским толеитам противопоставляются базальты геохимически обогащенного типа E-MORB (англ., enriched), обозначаемого также P-MORB (англ., plume - струя), поскольку появление в зоне спрединга обогащенных некогерентными элементами базальтов, в частности в Исландии, связывают с горячими точками - с подъемом мантийных струй, несущих вещество из неистощенных низов мантии.

Выразительны редкоземельные спектры этих базальтов с гораздо более высокими, чем в нормальных толеитах, содержаниями легких редких земель. Выделяют и переходный геохимический тип базальтов T-MORB (англ., transitional), степень обогащенности которых нарастает при приближении к горячим точкам.

Особенно важны данные о содержании в базальтах таких элементов, как торий, тантал, гафний, которые устойчивы при последующих вторичных изменениях пород и поэтому надежны при использовании химических данных для реконструкций.

В случае дифференциации первичной базальтовой магмы в зонах спрединга обычно проявляется так называемый «толеитовый» тренд с накоплением железа на ранних стадиях процесса. Тренды дифференциации, наряду с составом, широко используются для распознавания и разграничения базальтоидов разных геодинамических обстановок.

Вариации состава базальтов в срединно-океанских хребтах обнаруживают связь с тектонической сегментацией.

Согласно Дж. Синтону (1990), крупные, длиной в сотни километров, отрезки зон спрединга различаются такими геохимическими особенностями базальтов, которые лучше всего объясняются неодинаковым составом исходного мантийного вещества.

Вариации состава базальтов при сравнении сегментов длиной в десятки километров обусловлены преимущественно степенью парциального плавления - pppa.ru. Наконец, для самой дробной сегментации, измеряемой километрами, вариации базальтов отражают главным образом разную глубину плавления. На все эти вариации накладывается зависимость состава базальтовых магм от скорости спрединга. [28, c. 3-18]

Базальты окраинных морей, формирующиеся в задуговых зонах спрединга, иногда неотличимы по составу от базальтов срединно-океанских хребтов. Вместе с тем, как показали А. Сондере и Дж. Тарни (1984), среди них представлены разности с геохимическими признаками, которые сближают их с островодужными толеитами.

Остается неясным вопрос о каких-либо направленных изменениях базальтовых выплавок в ходе эволюции зоны спрединга от ее заложения и до раскрытия бассейна океанских размеров. Такие направленные изменения установлены в составе мантийных реститов по образцам перидотитов, взятых в осевой зоне юных систем спрединга (с острова Забаргад в Красном море), микроокеанов и зрелых океанских бассейнов.

Согласно Э. Бонатти (1988), по мере эволюции зоны спрединга и расширения окружающего ее бассейна возрастают температура выплавки базальтовой магмы (определяемая по пироксеновому термометру) и геохимическая деплетированность мантийных реститов. С.А. Паланджян (1991) рассмотрел и использовал при палеотектоническом анализе направленные изменения состава минералов в перидотитах, в частности распределение окиси хрома между шпинелью и ортопироксеном.

 

 

2.4. Статистический анализ спрединга дна океанов и его влияния на глобальные изменения климата

 

Давно и хорошо известно, что температура с погружением в недра планеты повышается. На протяжении первых километров от земной поверхности температура повышается на 0,6° C каждые 18 м , далее этот процесс замедляется. Температура ядра Земли по последним данным составляет примерно 5000–6000° C. Теплопроводность горных пород не столь мала, таким образом поток тепла изнутри Земли к ее поверхности весьма ощутим.

В настоящее время известно, что экваториальный диаметр Земли составляет 12 754 км , а полярный – около 12 711 км . Геометрически наша планета представляет собой трехосный эллипсоидный сфероид, сплющенный у полюсов. Площадь поверхности Земли около 510 млн. кв. км, из них 361 млн. кв. км приходится на воду. Объем Земли равен около 1121 млрд. куб. км. Масса Земли составляет около 6000х10 в 18 степени тонн. Масса Юпитера больше массы Земли примерно в 318 раз, Солнца – в 333 тыс. раз. Масса Земли в 82 раза превышает массу Луны. Средняя плотность планеты примерно в 5,5 раза больше плотности воды. Плотность мантии Земли от 3 до 5 г/ куб.см, в пределах ядра плотность значительно выше. В центре Земли она может достигать 17 г/куб.см. Плотность воздуха у земной поверхности примерно 1/800 плотности воды, а в верхних слоях атмосферы она значительно меньше.

Температура в нижних слоях атмосферы Земли варьирует. от + 58° C (зарегистрирована в Эль-Азизии в Ливии) до –89,2° С (на станции Восток близ Южного полюса в Антарктиде). В приповерхностном слое атмосферы средняя температура воздуха составляет +15° C. Оболочка Земли, в пределах которой температуры обычно ниже 0° С, называется криосферой (слой многолетней мерзлоты).

В тропиках отрицательная температура воздуха начинается на высоте около 4500 м, а в высоких широтах - на высоте уровня моря. В приполярных районах на материках криосфера может простираться на несколько десятков сотен метров ниже земной поверхности, формируя горизонт многолетней мерзлоты.

Земля вращается вокруг своей оси, при этом точка на экваторе перемещается со скоростью 1600 км/ч . Земля также обращается вокруг Солнца по орбите протяженностью около 958 млн. км со средней (но не постоянной) скоростью 29,8 км/с, совершая полный оборот за 365,242 средних солнечных суток. [34, c. 254—274]

Гигантская мировая система разломов и сбросов, известная как срединно-океанический рифт, опоясывает Землю на протяжении более 65 тыс. км. Для этого рифта характерны движения вдоль разломов, землетрясения и сильный поток внутренней тепловой энергии. Тихоокеанское «огненное кольцо» и Альпийско-Гималайский горный пояс – основные районы вулканической активности, связанные со срединно-океаническим рифтом. К первому из этих районов приурочены примерно 500 действующих вулканов. Иногда в этоп поясе возникают новые вулканы, как например, вулкан Парикутин в Мексике (1943) или вулкан Суртсей у южных берегов Исландии (1965).

В эпоху расширения происходит раздвижение дна океанов в рифтовых зонах, в результате чего площадь океана, а следовательно и объем планеты увеличиваются. Разуплотнение мантийного вещества приводит к его плавлению, и расплав в виде базальтовой магмы начинает поступать на поверхность и застывает, отдавая тепло в океан. Так образуются базальтовые дайки. При этом земная кора растягивается.

Между материковыми сиалическими плитами и океаническими базальтовыми также образуются разломы в виде глубоководных желобов. Здесь расплавленное вещество в виде магмы также поднимается вверх и изливается, расширяя дно океана.

В этих зонах в связи с разуплотнением вещества мантии также действуют вулканы, и не только на дне океана, но и на окраинной части материка. Эта окраинная часть материка растягивается, расплавляется снизу и проседает. Иногда куски материковой плиты отрываются от основной части плиты, становятся островными дугами, а между инми и материком возникают новые зоны спрединга, становящиеся морями типа Японского и Охотского.

Повышенные потоки тепла на дне глубоководных впадин (желобов) и в зонах спрединга на дне океанов являются причиной возникновения своеобразных башен, вокруг которых концентрируется очень своеобразная жизнь, основанная на извлечении энергии из химических соединений - так называемый хемосинтез. По сути, это совсем другая биосфера, не нуждающаяся в солнечной энергии. Подобные формы жизни могут быть не только на Земле, но и на больших спутниках Юпитера, например, на дне океанов Европы, которые с поверхности скованы толстым слоем льда.

Зоны спрединга срединно-океанических хребтов подразделяются на быстроспрединговые (более 21 см/год), промежуточные со скоростью растяжения от 8 до 21 см/год и медленноспрединговые (от 2 до 8 см/год). К первым относится хребет Хуан-де-Фука, Восточно-Тихоокеанское поднятие, часть зоны спрединга Индийского океана, Галапагосский рифт. К зонам спрединга с низкими скоростями спрединга относится, прежде всего, Срединно-Атлантический хребет, а также часть зон Индийского океана, включая Аденский залив. Это говорит о том, что поток тепла идущий из недр (из мантии) ко дну океанов неодинаков в разных морях. Не потому ли Охотское море относится к холодным морям, а Берингово море, несмотря на то, что расположено севернее Охотского, к более теплым. Поток тепла ко дну Охотского моря из недр Земли меньше, чем поток тепла к дну Берингова моря.

Температура океана сильно изменялась во времени.

 

Изучая изотопы некоторых раковин, главным образом микроскопических фораминифер, живших в поверхностном слое океана и на его дне, можно (при некоторых правдоподобных допущениях) оценить температуры поверхностных и донных вод этого океана. Последние исследования подобного рода показывают, что в середине мелового периода среднегодовая температура поверхностных вод вблизи экватора была близка к современной (26-28° С) или даже на 3-4° была выше современной. Вблизи 60° южной широты она в то время колебалась от 10 до 18° (сейчас здесь она колеблется от 0 до 6°), а на полюсах, как предполагается, температура в начале мелового периода даже зимой на поверхности была не выше 0° С (сейчас она заметно ниже). Температура донных вод мирового океана вблизи 60° южной широты в начале мелового периода составляла около 16-19° С и только к концу мелового периода повсеместно снизилась до 10-16°.

Современое состояние земной коры представляет полную или почти полную консолидацию и «сжатие альпийского типа более невозможно в условиях такой консолидации» [13, с. 205]. 

Масштабный спрединг в океанах более невозможен при достигнутом тепловом балансе, когда снова стали возможными оледенения, а интенсивность магнитного поля начала снижаться.

Этот вывод и следует считать главным результатом статистического анализа океанов, избавляющим от неопределенности в представлениях о дальнейшей эволюции Земли.

 

 

РАЗДЕЛ III

Противоречия в гипотизе мобилизма и концепции зон спрединга

 

3.1. Историко-геологические аргументы

 

Согласно концепции тектоники литосферных плит их образование происходит в осевой части срединно-океанического хребта; плиты движутся от него в обе стороны, а затем погружаются в мантию.

Посмотрим, подтверждают ли геологические материалы три постулата плитотектоники:

а) спрединг в осевой части срединного хребта;

б) перемещение коры в сторону от него;

в) субдукцию у океанических желобов.

Бурение показало, что в пределах южной части Срединно-Атлантического хребта в палеогене и неогене существовала обширная впадина, напоминающая платформенную синеклизу. О том, что под впадиной находится гранито-гнейсовый фундамент, свидетельствуют обломки гранитов и гнейсов в базальтовых потоках на островах Вознесения и Тристан-да-Кунья.

Перейдем к центральной части Срединно-Атлантического хребта. Восточнее его сочленения с зоной разломов Романш обнаружена мощная (более 4 км) мел-палеогеновая осадочная толща, верхняя часть которой сложена палеоцен-эоценовыми грубозернистыми кварцевыми песчаниками – продуктами размыва располагавшихся где-то неподалеку гранитных пород (Бонатти, 1996). На той же широте в осевой части хребта, севернее на 20 с. ш. драгирование в приосевой зоне хребта наряду с базальтами (60 % пробы) принесло карбонатные породы позднемелового возраста (маастрихт) и обломок углистого сланца (Удинцев, 1990).

 

Как в 20 км от сейсмически и вулканически активного рифтового ущелья накапливались осадки с возрастом около 70 млн. лет и как там оказался углистый сланец, возникший в торфянике, содержащий споры маастрихта – эоцена?

Бурением вблизи оси срединного хребта (230 с. ш.) вскрыты метаморфизованные породы в коренном залегании – метагаббро, метатроктолиты, габбро-гранулиты, которые секутся жилами трондъемитов и метадолеритов. Возраст цирконов из метагабброидов 1.6-1.7 и 0.3 млрд. лет. Больше всего находок древних пород в пределах Азоро-Бискайского поднятия (40-е градусы с. ш.), расположенного на западном продолжении Средиземноморского геосинклинально-складчатого пояса. Р. Фюрон еще в 1949 г. описал поднятые там кварциты и кремнистые сланцы с фауной кембрийских трилобитов. Позже там собраны метапелиты, гнейсы, граниты, чарнокиты и другие континентальные породы. Многочисленны находки гранитов и гранулитов и в Северной Атлантике (50-600 с. ш.). Хотя приверженцы тектоники плит всех их объясняют ледовым разносом, среди них есть и заведомо местные, например на Исландско-Фарерском пороге и на подводном плато Роколл.