Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Мировая система спрединговых хребтов, как глобальная морфотектоническая структура дна океана 10
1.1. Общие особенности строения спрединговых хребтов 10
1.2. Строение медленно-спрединговых хребтов 12
1.3. Строение быстро-спрединговых хребтов 15
1.4. Строение средне-спрединговых хребтов 18
Глава 2. Тектоническое строение ультрамедленных спрединговых хребтов и геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга 20
2.1. Хребет Рейкьянес 22
2.2. Хребты Кольбейнсей и Мона 35
2.3. Хребет Книповича 41
2.4. Хребет Гаккеля 57
2.5. Юго-Западный Индийский хребет 71
2.6. Американо-Антарктический хребет 94
2.7. Геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга 101
2.7.1 .Ультрамедленный спрединг на стадии раскола океанической литосферы (зарождение спрединга и отмирание спредингового хребта) 101
2.7.2. Ультрамедленный спрединг в структурах типа пулл-эпарт 103
2.7.3. Ультрамедленный спрединг при продвижении спредингового хребта в пределы континентальной литосферы 109
2.7.4. Ультрамедленный спрединг на активных континентальных окраинах 112
Глава 3. Экспериментальное моделирование процессов структурообразования на ультрамедленных спрединговых хребтах 120
3.1. Обзор подходов и методик экспериментального моделирования структурообразующих процессов 120
3.1.1. Моделирование структурообразования в пределах рифтовых зон СОХ. 120
3.1.2. Моделирование структурообразования в зонах трансформных разломов 131
3.1.3. Моделирование структурообразования в бассейнах пулл-эпарт 133
3.2. Методика экспериментального моделирования 136
3.3. Аналоговое моделирование ультрамедленного спрединга 144
3.3.1. Моделирование структурообразования в условиях влияния горячей точки (хребты Рейкьянес и Кольбейнсей) 144
3.3.2. Сильно косое растяжение в пределах сдвиго-раздвнговой зоны взаимодействия спрединговых хребтов (хребет Книповича) 149
3.3.3. Ортогональный ультрамедленный спрединг (хребет Гаккеля) 156
3.3.4. Наклонное растяжение вне влияния горячей точки (хребет Мона) 159
3.3.5. Растяжение в условиях минимальных скоростей спрединга и наличия смещений оси различной амплитуды (Юго-Западный Индийский хребет) 160
3.3. 6. Аналоговое моделирование внеосевого структурообразования 162
Глава 4. Тектонические типы улътрамедленных спрединговых хребтов 170
4.1. Факторы, определяющие особенности тектонического строения и структурообразование в ультрамедленных спрединговых хребтах 170
4.1.1. Кинематика спрединга и ее влияние на сегментацию ультрамедленных спрединговых хребтов 170
4.1.2. Температура мантии, толщина коры и литосферы и их влияние на тектоническое строение улътрамедленных спрединговых хребтов 187
4.2. Тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов 213
Заключение 221
Список использованной литературы 224
- Хребет Рейкьянес
- Ультрамедленный спрединг на активных континентальных окраинах
- Аналоговое моделирование внеосевого структурообразования
- Температура мантии, толщина коры и литосферы и их влияние на тектоническое строение улътрамедленных спрединговых хребтов
Введение к работе
Актуальность работы. Срединно–океанические хребты (СОХ) являются планетарной морфоструктурой и протягиваются через все океаны. Их рифтовые зоны представляют собой места формирования новой океанической коры. Рельеф и глубинное строение рифтовых зон СОХ отличаются в основном в зависимости от скорости спрединга. К концу XX века согласно этому критерию сформировалось разделение срединно–океанических хребтов на 3 класса: медленноспрединговые (<4 см/год), быстроспрединговые (>8 см/год) и среднеспрединговые (4 см/год
Цель работы. Изучение особенностей структурообразования рифтовых зон СОХ в условиях различных кинематических и геодинамических режимов ультрамедленного спрединга. Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:
-
Сбор, обработка и интерпретация новых данных многолучевого эхолотирования, а также обобщение и критический анализ опубликованных геолого–геофизических материалов по тематике работы.
-
Анализ тектонического строения ультрамедленных спрединговых хребтов.
-
Построение и анализ структурных схем для участков спрединговых хребтов, имеющих различную геодинамическую и кинематическую специфику.
-
Анализ кинематики и геометрии спрединга ультрамедленных хребтов.
-
Экспериментальное изучение особенностей структурообразования спрединговых хребтов, находящихся в разных геодинамических и кинематических условиях ультрамедленного спрединга.
-
Выявление основных структурообразующих факторов ультрамедленного спрединга.
Фактический материал. В основу работы положены новые данные многолучевого эхолотирования полученные в 24–м (2006 г.), 25–м (2007 г.), и, при участии автора в 26–м (2009 г.) рейсах НИС «Академик Николай Страхов», а также данные, полученные в 17 рейсах 1990–2000–х годов, размещенные в сети интернет и любезно предоставленные французскими коллегами из Институтов физики Земли, гг. Париж и Страсбург, Института морских исследований, г. Брест. В работе был использован 30–секундный грид рельефа дна мирового океана GEBCO_08 версии 20100927.
Объекты исследования. В работе рассматриваются рифтовые зоны СОХ, раздвигающихся со скоростями менее 2 см/год. Исследованы хребты Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича, Гаккеля, Американо–Антарктический хребет (ААХ) и Юго–Западный Индийский хребет (ЮЗИХ). Также были рассмотрены геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга
Методика работы. Для анализа сегментации рассмотренных спрединговых хребтов использовались представления о сегментации рифтовых зон СОХ изложенные в работах [Дубинин и др., 1992; Мирлин и др., 1992; Дубинин, Ушаков, 2001; Sempere et al., 1992; Macdonald et al., 1982; Lonsdale, 1994; Crane et al., 2001; Dick et al., 2003; Cannat et al., 2008]. За основу исследований принималось разделение рифтовых зон СОХ на три типа с различным геологическим, геофизическим и геоморфологическим строением в зависимости от скорости спрединга: медленные, средние и быстрые.
При изучении морфологии и тектоники рифтовых зон, их структурной сегментации применялся морфоструктурный и кинематический анализ. Морфоструктурный анализ рельефа осевых вулканических хребтов и флангов спрединговых хребтов проводился по методикам, описанным в работах [Smith et al., 1995; Escartin et al., 1999; Garrel, 2001]. Для интерпретации данных многолучевого эхолотирования, построения морфоструктурных схем использовались методики, разработанные отечественными геоморфологами [Ласточкин, 1987; Бурский, Кулешова, 2008], а также программные пакеты Grapher 5.0, Global Mapper 12.0, GMT 4 [Wessell, Smith, 1995], Mirone 2.1 [Luis, 2007], QGIS 7.0.
Для выявления особенностей структурообразования и сегментации рифтовых зон проводилось экспериментальное моделирование с использованием материалов, условий подобия и методик, представленных в работах [Шеменда, 1983; Грохольский, Дубинин, 2006; Schemenda, Grokholsky, 1994]. Для анализа связей между рельефом дна и глубинным строением литосферы использовались результаты численного моделирования [Галушкин и др., 2007, 2008; Tucholke et al., 2008; Дубинин и др., 2010].
Научная новизна работы. 1. На основании комплексного анализа рельефа и геолого–геофизических данных проведено тектоническое районирование ультрамедленных спрединговых хребтов в зависимости от особенностей их строения и кинематики спрединга
-
Построены оригинальные морфоструктурные схемы для участков рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов.
-
Проведенные экспериментальные исследования, учитывающие геодинамическую и кинематическую специфику каждого спредингового хребта, вместе с комплексным анализом рельефа и геолого–геофизических данных позволили выявить характерные особенности структурообразования и ведущие геодинамические факторы, определяющие тектоническое строение спрединговых хребтов с ультрамедленными скоростями растяжения.
-
Выделены геодинамические обстановки ультрамедленного спрединга, а также участки ультрамедленных спрединговых хребтов с характерным набором морфоструктурных и тектонических признаков, которые могут служить в качестве типовых. Рассмотрена интенсивность проявления и взаимосвязи эндогенных структурообразующих процессов в разных геодинамических условиях ультрамедленного спрединга.
Практическая и теоретическая значимость работы. Новые данные о морфотектонике и геодинамике ультрамедленных спрединговых хребтов актуальны для дальнейшего развития представлений о природе и эволюции океанической коры. В прикладном аспекте данные о строении рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов могут быть использованы при анализе условий образования глубоководных гидротермальных полиметаллических сульфидов и их морфоструктурной приуроченности, а также при анализе эволюции палеоспрединговых бассейнов. Результаты работы включены в учебную программу «Экспериментальное моделирование рельефообразующих деформаций океанической литосферы» и реализованы в рамках специального учебного курса.
Защищаемые положения. 1. Ультрамедленный спрединг проявляется в следующих геодинамических обстановках: 1) на спрединговых хребтах, сформированных при расколе континентальной литосферы и расположенных вблизи полюсов относительного вращения плит; 2) в пределах океанической литосферы при перескоках оси спрединга, сопровождающихся отмиранием старого и формированием нового хребта на стадии перехода от рифтинга к спредингу; 3) при растяжении в структурах типа pull–apart; 4) в транзитных зонах между двумя спрединговыми хребтами; 5) в сдвиго–раздвиговых зонах, сформированных в пределах океанической литосферы; 6) при продвижении спредингового хребта в пределы континентальной литосферы; 7) на активных континентальных окраинах при междуговом, задуговом и рассеянном спрединге.
2. Особенности рельефа и тектонического строения ультрамедленных хребтов определяются: геодинамической обстановкой формирования хребта, кинематикой спрединга, температурой мантии, толщиной коры и литосферы. Основными факторами, определяющими их морфологию и тектоническое строение являются:
для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей – увеличение температуры мантии, интенсивности магмоснабжения и толщины коры по мере приближения к Исландской термической аномалии, неортогональность спрединга;
для хребта Книповича – формирование в пределах транзитной зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях косого спрединга с различными сочетаниями сдвиговых и раздвиговых напряжений на отдельных сегментах хребта и вблизи континентальной литосферы Баренцева моря и Шпицбергена;
для хребта Мона – косой спрединг в условиях мощной и относительно холодной литосферы и узкой рифтовой зоны;
для хребта Гаккеля и Юго–Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) – минимальные скорости спрединга, изменение температуры мантии и неортогональности спрединга вдоль простирания хребтов.
3. Геодинамические условия и кинематика спрединга определяют следующие основные тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов: 1) хребты, развивающиеся в условиях высокой прогретости мантии под влиянием горячей точки (хр. Рейкьянес и хр. Кольбейнсей, участки 3–9 и 35–52 в.д. ЮЗИХ); 2) хребты с субортогональным растяжением без трансформных разломов (западный сегмент хр. Гаккеля, участок 16–25 в.д. ЮЗИХ); 3) хребты с косым растяжением, с относительно холодной мантией и обедненным магмоснабжением (центральный сегмент хребта Гаккеля, участки 9–16 и 60–70 в.д. ЮЗИХ, хребет Мона); 4) хребты, развивающиеся со значительной компонентой сдвига в транзитной зоне между двумя спрединговыми хребтами (хр. Книповича, трог Лена).
Личный вклад автора. В основе диссертации лежит геолого–геофизический анализ строения ультрамедленных спрединговых хребтов и экспериментальные исследования структурообразующих деформаций. Автор интерпретировал с использованием современных программ данные многолучевого эхолотирования 17 экспедиций, в 26–м рейсе НИС «Академик Николай Страхов» автор участвовал в обработке и интерпретации 6200 км съемки многолучевым эхолотом. Были проанализированы морфотектонические особенности 163 осевых вулканических хребтов и асимметричных блоков флангов хребтов вдоль 202 профилей, на каждом из которых располагалось от 10 до 25 сбросов. Автор обобщил и критически проанализировал опубликованные геолого–геофизические материалы; провел сравнительный анализ имеющихся данных. Лично автором были проведены эксперименты, включающие около 500 опытов, посвященных исследованию спрединговых хребтов, осуществлена обработка и интерпретация результатов.
Апробация работы. Основные результаты работы были представлены на 16 конференциях: XIV Международная конференция Ломоносовские чтения (Москва, 2007), XLIII, XLIV Tектонические совещания (Москва, 2008, 2010, 2012), 1–я, 2–я молодежные тектонофизические школы–семинары (Москва, 2009, 2011), Геология: история, теория, практика (Москва, 2009), XVIII и XIX Международных научных конференциях по морской геологии (Москва, 2009, 2011), EGU General Assembly 2010 (Вена, 2010), VI Щукинские чтения (Москва, 2010), Современное состояние наук о земле (Москва, 2011), Рабочее совещание Российской секции международного проекта Interridge Russian ridge (Москва, 2011), 4–е Яншинские чтения (Москва, 2011), XIX Международная конференция «Ломоносов–2012» (Москва, 2012), совещание рабочей группы "Геоморфология морского дна" при Совете РАН по Проблемам Мирового океана, секция геология (Москва, 2012), Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле (Москва, 2012). По результатам исследований автором лично сделано 10 устных докладов и представлено 4 постера.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 27 работ, из них 5 статей в рецензируемых журналах, входящих в перечень ВАК.
Структура работы. Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и приложения. Ее объем составляет 231 страницу, включая 103 иллюстрации, 9 таблиц. Список литературы состоит из 282 наименований, из них 202 иностранных.
Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю д.г.–м.н. Евгению Павловичу Дубинину за руководство и постоянное внимание на всех этапах работы. Автор искренне благодарен заведующему лабораторией экспериментальной геодинамики Музея Землеведения МГУ им. М.В. Ломоносова к.г.н. Андрею Львовичу Грохольскому за предоставление возможности работы с уникальным комплексом оборудования для экспериментального моделирования, обучение методике экспериментального моделирования и всестороннюю поддержку в экспериментальной работе. Автор благодарит за предоставленную возможность работы в экспедиции НИС «Академик Николай Страхов» заведующего лабораторией геоморфологии и тектоники дна океана ГИН РАН д.г.–м.н. А.О. Мазаровича. Автор благодарит начальника геофизического отряда экспедиции к.г.–м.н. С.Ю. Соколова и команду батиметрического отряда экспедиции в составе Зарайской Ю.А. и Мороза Е.А. за помощь в освоении методики сбора и обработки данных многолучевого эхолотирования. Автор благодарен д.г.–м.н. Д.Е. Тетерину за помощь в освоении программного пакета GMT. Весьма плодотворными были обсуждения и советы научных сотрудников и преподавателей кафедры геоморфологии Географического факультета МГУ к.г.н. В.И. Мысливца, к.г.н. Фроля В.В., д.г.н. Лукашова А.А.. Важное значение для выполнения задач данной работы имели оригинальные материалы, предоставленные зарубежными коллегами М. Кеннэт (Институт физики Земли, Париж), Д. Саутером (Институт физики Земли, Страсбург) и В. Тосэлло (Французский институт морских исследований, Брест) за что автор выражает им искреннюю признательность. Отдельную благодарность за терпение, понимание и всестороннюю поддержку автор выражает своей семье. Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 12–05–00528–а) и Минобрнауки России (ФЦП «Научные и научно–педагогические кадры инновационной России).
Хребет Рейкьянес
Хребет Рейкьянес располагается в северной части Атлантического океана и представляет собой участок Срединно-Атлантического хребта (САХ), протяженностью около 900 км, ограниченный на севере Исландией (64 с.ш.), а на юге - небольшим левосторонним трансформным разломом (ТР) Байт (5647 с.ш.), смещение оси по нему составляет 17 км. Спрединг на хребте Рейкьянес в настоящее время происходит с ультрамедленными скоростями (1,85-2,00 см/год) [DeMets et al., 2010; Мирлин, 1978; Меркурьев и др., 2009].
Для хребта характерно косое к направлению растяжения простирание. Региональная батиметрия [Appelgate, Shor, 1994] и характер магнитных аномалий [Vogt, Avery, 1974; Меркурьев и др., 2009] показывают, что к северу от ТР Байт ось САХ резко изменяет простирание на 31 по часовой стрелке. В целом хребет имеет простирание 36, наклонное к вектору раздвижения плит 99, угол а между направлением растяжения и простиранием хребта равен 63 [Appelgate, Shor, 1994].
Хребет Рейкьянес располагается в непосредственной близости от Исландского мантийного плюма, который оказывает большое влияние на рельеф дна, структурную сегментацию и глубинное строение коры всей рифтовой зоны [Гуревич, Меркурьев, 2009; Jones, 2003; Parson et al., 1993; Weir et al., 2001]. Кинематика спрединга также, вероятно, связана с воздействием мантийного плюма. Общее простирание хребта Рейкьянес, отклоняясь от нормали к направлению растяжения, соответствует направлению на горячую точку. Кинематика спрединга изменялась в зависимости от активности Иландского плюма с ортогональным спредингом в период ее затухания, и косым - в период активизации плюма [Меркурьев и др., 2009]. Сложная геодинамическая обстановка развития хребта привела к формированию ряда особенностей его геолого-геофизического и геоморфологического строения.
Морфология осевой зоны характеризуется наличием S-образных осевых вулканических хребтов, выстраивающихся более ортогонально относительно направления спрединга, нежели рифтовая зона хребта в целом. Их простирание составляет в среднем 15-22, изменяясь от 3 до 45 (рис. 2.2). осевых хребтов колеблется от 5 до 40 км, высота от 50 до 200 м на севере и от 1000 до 1200 м на юге хребта [Appelgate, Shor, 1994; Hoskuldsson et al., 2007]. На всем своем протяжении рифтовая зона не нарушается ни одним трансформным разломом и имеется только два крупных нетрансформных смещения: одно около 575Г с.ш. со смещением 12 км, а другое - около 5655 с.ш. со смещением 17 км [Appelgate, Shor, 1994].
Для рифтовой зоны хребта и ее флангов характерна бимодальная структура популяций разломов, и, как следствие ориентировка структур флангов и рифтовой зоны хребта. К осевым вулканическим хребтам приурочена система сбросов имеющих простирание около 0-20, примерно перпендикулярное направлению спрединга. Другая система сбросов, имеющая простирание около 36 располагается за пределами центральных 15-20 км осевой зоны и приурочена к краевым частям рифтовой долины. Она протягивается примерно параллельно общему направлению оси хребта Рейкъянес [Murton, Parson, 1993; Parson et al., 1993; Searle et al., 1998].
Вблизи о. Исландия для хребта характерно осевое поднятие. На удалении от плюма для хребта характерна редуцированная рифтовая долина с системой рифтовых гор на флангах. При продвижении к северу от ТР Байт глубина на оси спрединга постепенно уменьшается от 2500 до 500-600 м. Южнее 59 с.ш. ось располагается в пределах рифтовой долины с абсолютными глубинами от 2500 до 1300-1500 м. Относительная глубина долины сокращается от 1,5-2 км до 0,5-1 км. На отрезке от 59 с.ш. до 60 с.ш. ось спрединга располагается в пределах долины глубиной от 0,3 до 0,5-0,8 км. Данный участок представляет собой зону переходной морфологии с хаотическим чередованем поднятий и впадин на флангах хребта. Севернее 60 с.ш. ось спрединга располагается в пределах осевого поднятия, чья высота постепенно возрастает при приближении к Исландии.
Изменение морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине происходит постепенно, через зону с переходной морфологией (рис. 2.2, 2.3). Рифтовая зона с переходной морфологией обычно представлена несколькими характерными формами рельефа [Дубинин, Розова, 2009]. Крупнейшая форма переходного рельефа - рифтовая долина с редуцированными по амплитуде граничными сбросами (рис. 2.3, 3, Л). Ее глубина составляет 1,5-2,5 км, что меньше характерных для САХ величин в 2,5-4 км [Searle et al., 1998].
В пределах долины существует срединное неовулканическое поднятие, при дальнейшем сокращении амплитуды граничных сбросов оно становится все более выраженным в пределах более крупного осевого поднятия. В пределах участка хребта от 59 до 60 с.ш. амплитуда граничных сбросов сокращается до 0,5-0,8 км. При приближении к областям с осевыми поднятиями от рифтовой долины остаются лишь две небольшие впадины у подножья крупного поднятия (рис. 2.3, Ж, Е). Затем и они исчезают, и тогда рифтовая зона окончательно приобретает морфологию осевого поднятия (рис. 2.3, А, Г). На северном участке хребта Рейкьянес, также как и на южном, почти везде можно проследить сбросы, ограничивающие рифтовую долину. Однако амплитуда смещения по этим сбросам достигает 50-200 мив рельефе рифтовая долина уже не образуется. При этом вулканическое поднятие постепенно начинает возвышаться над бровками рифтовой долины, что приводит к формированию морфологии осевого поднятия.
Изменение морфологии рифтовой зоны от рифтовой долины к осевому поднятию на хр. Рейкьянес сопровождается закономерным изменением параметров сегментов. Сегменты в северной части хребта с морфологией осевого поднятия оказываются в среднем на 10 км длиннее, чем сегменты, имеющие морфологию рифтовой долины. При изменении морфологии от переходного типа к рифтовой долине вдоль простирания хр. Рейкьянес длина сегментов уменьшается, а длина межсегментных нетрансформных смещений сегментов возрастает (рис. 2.3).
Для более подробного анализа рельефа осевой зоны на основе батиметрических карт [Keeton et al., 1997] нами составлены морфоструктурные схемы на ключевые участки в пределах южной и северной провинций хребта (рис. 2.4, 2.5). В южной части хребта определяющая макроформа рельефа - рифтовая долина с максимальной глубиной до 2500 м, шириной по бровкам 40-50 км (рис. 2.4).
Ширина внутренней долины достигает 10-20 км. В ее пределах на этом участке выявлено семь S-образных в плане осевых вулканических хребтов. Их высота составляет 600-800 м, минимальная глубина над центральными частями - 1600-1500 м, длина - 8-30 км, ширина 3-5 км. Осевые вулканические хребты смещены к востоку на расстояние от 1 до 18 км. Амплитуда смещения, отделяющего одиночный вулканический хребет на 5750 с.ш., достигает 18 км на юге и 15 км на севере. Смещение характеризуется крупным бассейном с максимальной глубиной до 2400-2500 м. Менее крупное смещение расположено в районе 5835 с.ш., 3115 з.д.
Здесь величина смещения достигает 6 км, а максимальная глубина дна - 2200 м. Севернее находится еще одно смещение с похожими параметрами. В осевой зоне рифтовой долины прослеживаются три сегмента (рис. 2.4). В центральном сегменте участка по направлению к его краям отмечено уменьшение намагниченности, остаточной мантийной аномалии Буге (МАБ), скорости спрединга, длины и высоты хребтов и, предположительно, их возраста [Pierce et al. 2005, 2008]. Борта рифтовой долины сформированы крупными одиночными сбросами с величиной смещения 700-1000 м либо группами сбросов с амплитудой 200-500 м. Осевые вулканические хребты расположены более ортогонально к направлению растяжения, чем тренд рифтовой долины. Морфоструктуры на удалении 15-20 км от оси выстраиваются также более ортогонально растяжению (сбросы, рифтовые террасы, древние бассейны НТС). На удалении более 20 км структуры выстраиваются параллельно рифтовой оси хребта. Раздвижение плит носит в целом асимметричный характер, а аккреция коры происходит в основном в восточном направлении [Pierce et al. 2005, 2008]. Вероятно, вследствие этого рельеф западного фланга хребта более выровненный и отличается меньшей глубиной (в среднем на 200-400 м).
Ультрамедленный спрединг на активных континентальных окраинах
Рассмотрим ультрамедленный спрединг в данной геодинамической обстановке на примере современных структур Марианского трога и древних задуговых бассейнов юго-восточной окраины центральной части моря Скотия.
Марианский трог располагается между современной Марианской дугой и ее северным подводным продолжением в виде Марианского хребта и древним фрагментом Марианской дуги - Западным Марианским хребтом (рис. 2.44, А). Трог протягивается на примерно на 1000 км от 12 с.ш. до 22 с.ш. и представляет собой массив океанической литосферы, сформировавшийся в ходе расщепления Марианской дуги. Скорость растяжения убывает вдоль простирания трога с юга на север от 5 см в районе 12 с.ш. до 1,5-2 см/год на участке от 19 до 22 с.ш.. Участок трога севернее 24 с.ш. характеризуется рифтингом коры дуги. Спрединг в пределах участка трога от 18 до 22 с.ш. начался около 3-5 млн. лет назад [Yamazaki et al., 2003]. В данной главе будет рассмотрена исключительно северный участок трога, который демонстрирует обстановку ультрамедленного междугового спрединга (рис. 2.44).
На данном участке рифтовая зона трога сформирована 3 сегментами с различным геолого-геофизическим и геоморфологическом строением. Сегмент 1 протягивается от 2210 до 2Г15 с.ш., сегмент 2 - от 21 15 до 1955 , сегмент 3 - от 1955 до 1920\ сегмент 4 - к югу от 1920 . Сегменты разделяются нетрансформными смещениями с амплитудой до 25-40 км [Yamazaki et al., 2003].
Сегмент 1 характеризуется редуцированной рифтовой долиной, которая приобретает глубины характерные для С АХ на краевых участках сегментов. Глубины составляют 2,5-3,5 км. Длина сегмента составляет 120-150 км. Сегмент 2 сформирован глубокой рифтовой долиной с максимальными глубинами до 4,5-5,7 км. Его борта сформированы системой крутопадающих сбросов высотой до 2,5-3 км. На бортах долины были драгированы габбро и серпентизированные перидотиты [Ohara et al., 2001]. В центральной части сегмента располагается протяженный наклонный участок (угол а=50) длиной около 50 км с редуцированным вулканизмом, морфологически сходный с амагматическими сегментами ультрамедленных СОХ [Yamazaki et al., 2003]. Сегменты 3 и 4 представляют собой короткие вулканические постройки длиной до 30—35 км, расположенные в пределах редуцированной рифтовой долины глубиной до 1-1,5 км. Для сегментов характерны глубины в 3,5—4,5 км. В драгировках на сегментах 1, 3 и 4 преобладают базальты [Ohara et al., 2001].
Для сегмента 1 характерны значения в -25 - -40 мГал. Минимум занимает практически всю центральную часть сегмента. Для сегмента 2 характерны значения в 35-40 мГал. Для сегментов 3 и 4 характерны значения в 0-5 мГал. МАБ формирует характерные минимумы типа «бычьего глаза», аналогичное распределение МАБ наблюдается на медленноспрединговом САХ [Tolstoy et al., 1993]. Максимальной величиной магмоснабжения и толщиной коры обладает сегмент 1. Минимальные значения характерны для сегмента 2. Промежуточные величины наблюдаются на сегментах 3 и 4 (рис. 2.44) [Kitada et al., 2006; Yamazaki et al., 2003].
В целом, Т. Ямазаки с соавторами [Yamazaki et al., 2003] отмечают, что сегменты 3 и 4 морфологически сходны с участками медленноспрединговых СОХ, сегмент 1 -среднеспрединговых СОХ. Для участка 2 характерны особенности, присущие ультрамедленным и медленным СОХ. Сегмент 1 в своей центральной части располагается ближе всего структурам современной дуги - на расстоянии около 25-30 км. Сегмент 2 -на расстоянии около 40-50 км, а сегменты 3 и 4 - 60-70 км. Соответственно возрастает и расстояние между сегментами и вулканическим фронтом дуги.
Таким образом, в пределах северной части Марианского трога мы наблюдаем значительные морфологические и глубинные различия в условиях расщепления островной дуги с ультрамедленной скоростью спрединга. Здесь располагаются три типа сегментов: наиболее близкий к активной дуге сегмент обладает характеристиками близкими к среднеспрединговым хребтам, наиболее удаленные от дуги сегменты обладают особенностями, характерными для типичных медленноспрединговых хребтов, а сегменты, занимающие промежуточное положение обладают медленноспрединговой морфологией с элементами ультрамедленной
Аналогичные закономерности были прослежены в бассейны Лау в тылу островной дуги Тонга [Martinez et al., 2002]. Предположительно, это связано с различным влиянием на спрединговый центр плавящихся пород субдуцирующего слэба. Наиболее близкие к дуге сегменты оказываются в зоне с повышенным содержанием воды и флюидов и расплава, что приводит к формированию под ними мантии с большой температурой и величиной плавления. Сегменты, занимающие промежуточное положение лишены расплавов с большим количеством воды и флюидов, формирующихся в зоне вулканического фронта дуги. Их подстилает деплетированная мантия, формирующаяся в результате плавления на глубине погружающегося слэба. Наиболее удаленные от дуги сегменты формируются в условиях нормальных температур и объемов воды и флюидов, подстилаются нормальной мантией.
Юго-восточная окраина центральной части моря Скотия сформирована структурами древней островной дуги. В ее пределах происходила субдукция литосферы моря Уэдделла под континентальную литосферу континентальных блоков центральной части моря Скотия [Livermore et al., 2005; Lodolo et al., 2011]. В результате произошло формирование островных дуг банки Джейн и поднятий Иризар, разделенных разломом северо-западного простирания, бассейн Скан между плато Дискавери и Брюса, и предположительно древний задуговой бассейн между поднятием Иризар и плато Дискавери [Maldonado et al., 2003; 2006].
Около 18-25 млн. лет назад спрединговый центр моря Уэдделла был затянут в ходе субдукции под Южно-Оркнейский микроконтинент и плато Дискавери. Это привело к формированию бассейнов Скан и Джейн шириной около 100 км в результате отщепления от континента блоков поднятий Джейн, бассейна Дискавери. Их раскрытие шло в период 12-25 млн. лет назад. Растяжение шло со скоростями около 1,5-2,5 см/год. Затягивание спрединового центра моря происходило с юга на север, поэтому отмирание субдукции на севере и задуговое растяжение в северной ее части продолжались в период 6-12 млн. лет назад с образованием зоны рассеянного рифтинга в тылу поднятий Иризар [Bohoyo et al., 2002].
К востоку от плато Дискавери в регионе между банками Хердмана, плато Дискавери и древней дугой поднятий Иризар располагается обширный участок хаотического рельефа, сформированного впадинами и поднятиями северо-восточного и северного простирания. Длина структур составляет 50-100 км, ширина - 40-50 км, минимальные глубины вершинных поверхностей поднятий до 1,6 км. Максимальные глубины впадин достигают 4,5-5 км. Данные [Galindo-Zaldivar et al., 2002; Lodolo et al., 2011] показывают, что впадины представляют собой бассейны растяжения типа пулл-эпарт, разбросанные по обширной площади данного района. Толщина коры в их пределах составляет не более 2-4 км, местами они засыпаны осадками мощностью до 1 км. В пределах поднятий мощность коры возрастает до 5-10 км. При этом плотность коры согласно данным гравитационного моделирования составляет около 2,75-2,8 г/см [Galindo-Zaldivar et al., 2002], что приближается к плотности океанической коры. Эти данные позволяют предположить, что данный район представляет собой обширный ареал рассеянного растяжения, где граница плит еще не оформилась в единые разломы, как западнее и восточнее. Предположительно, данные структуры сформировались в зоне древнего ареала задугового растяжения в тылу поднятий Иризар.
Северная часть центральной акватории моря Скотия сформирована сильно погруженным блоком плато Геттинген сильно расчлененного грабенами с глубинами до 3,2-3,7 км на отдельные блоки с вершинными поверхностями на глубинах 2,5-2,9 км. К востоку располагается погруженное Северное плато Брюса и Северное плато Дискавери с отметками вершинных поверхностей от 2,3 до 2,6 км. Их разделяет котловина Шота с глубинами дна в 3,5-4 км [Удинцев и др., 2010].
В котловине Шота и в прогибе, разделяющем Южное и Северное плато Брюса, наблюдаются слабо выраженные линейные магнитные аномалии субширотного простирания. Существует несколько гипотез происхождения котловины. П. Баркер с соавторами [Barker et al., 1991] выдвигают задуговую гипотезу ее формирования 10-25 млн. лет назад со скоростью от 1,0 до 2,2 см/год. Г. Игле [Eagles, 2010] предполагает, что данный участок коры является блокированным аллохтоном коры моря Уэдделла, аналогичным участку коры в тылу Алеутсукой дуги. Г.Б. Удинцев с соавторами [Удинцев и др., 2010] выдвигают гипотезу о формировании системы линейных аномалий в результате серпентинизации данного блока коры или внедрения базальтовых расплавов в ходе его погружения, в результате рассеянного растяжения.
Таким образом, дно центральной части моря Скотия сформировано сложным сочетанием литосферы различного генезиса. Для ее типизации был выполнен анализ гравитационного поля. Для этого был использован грид аномального гравитационного поля в редукции Буге по плотности 2,75 г/см (рис. 2.45).
Аналоговое моделирование внеосевого структурообразования
Для выявления особенностей структурообразования при уменьшении скорости спрединга было проведено 4 серии экспериментов, в каждой из которых рассматривались различные режимы спрединга и аккреции коры: ортогональный медленный, ортогональный быстрый, спрединг с изменением скорости от быстрой к медленной и наоборот. Каждый из рассмотренных режимов растяжения отличался спецификой структурообразования и постановкой опытов.
В экспериментах скорость на оси спрединга опосредованно задавалась различной толщиной модели в ослабленной зоне. Соотношение толщин модельной литосферы и хрупкого слоя в ослабленной зоне варьировалось в зависимости от поставленных задач от 2/1 мм до 10/8 мм соответственно.
Основной целью экспериментальных исследований было установить геодинамические факторы, оказывающие влияние на осевое и внеосевое структурообразование: распределение разломов, развитие осевого и внеосевого рельефа а также сегментацию оси спрединга в условиях различных скоростей спрединга. Ниже приводятся результаты проведенных экспериментов.
Ортогональный медленный спрединг. В экспериментах, моделирующих обстановки ортогонального медленного и ультрамедленного спрединга использовались следующие параметры модели: Vcnp=l,35-10 5M/c, W = 2 см, Ні/Нг= 4/2 мм, 4/3 мм, 5/4 мм. Ослабленные зоны задавались ортогонально относительно направления растяжения.
При растяжении модели первоначальное разрушение, в виде индивидуальных трещин, происходило в центральных областях ослабленных зон или на их границах. При этом трещины формировали первоначальную сегментацию рифтовых сегментов модели. В дальнейшем в ходе наращивания модельной литосферы происходило образование валообразных структур шириной от 2 до 3 см. В проведенных экспериментах наблюдалось два типа структур. Одни имели унаследованный характер от первоначальной сегментации, другие появлялись в процессе разнонаправленных перескоков оси спрединга в модели (рис. 3.30). В рельефе нарушения выражались в виде линейных впадин на поверхности наращиваемой модельной литосферы. Модельная граница плит на данных участках занимала положение в рамках сдвиговых и сдвигораздвиговых зон, ориентировавшихся субпараллельно и параллельно направлению растяжения. Данные нарушения не являются аналогами крупных сдвиговых трансформных разломов океанической литосферы из-за высоких показателей трения в их пределах. Данные сдвиговые структуры в геодинамическом аспекте воспроизводят скорее структуры типа нетрансформных смещений осей медленно-спрединговых хребтов. Все нарушения, как правило, срезали и деформировали систему ортогональных растяжению поднятий. Валы в этих зонах изменяли простирание на косое, изгибались либо замещались системой мелких аккреционных блоков, ориентированных под углом к направлению растяжения (рис. 3.29).
На рисунке 3.30, А показан рельеф дна участка медленно-спредингового Срединно Атлантического хребта. На данном участке выделяются три основных структуры трансформный разлом Атлантис, участок к югу от него с ортогональным спредингом и участок к северу со слабонаклонным растяжением. Во внеосевом рельефе прослеживаются пассивные следы трансформного разлома и НТС в районе 2410 с.ш.. Все нарушения срезают систему внеосевых аккреционных структур. На участке косого спрединга наблюдается смена их ориентировки на субпараллельную растяжению, а рифтовая зона сформирована системой эшелонированных бассейнов. Аналогичные элементы можно выделить в рельефе модельной литосферы. В средней части модели ось спрединга располагается субортгонально растяжению и смещается несколькими небольшими нарушениями типа природных нетрансформных смещений и крупным сдвигом с амплитудой около 5-6 см. В нижней части модели ось спрединга занимает наклонное относительно растяжения положение. В районах смещений оси аккреционные валы срезаются нарушениями и изгибаются, следы нарушений прослеживаются на всю ширину наращиваемой литосферы.
Ортогональный быстрый спрединг. В экспериментах, моделирующих обстановки ортогонального быстрого спрединга использовались следующие параметры: Vcnp=3,75-10" м/с, W = 4, 3 см, Hi/Hr= 2/1 мм, 3/2 мм, 4/2 мм. Ослабленная зона задавалась ортогонально относительно направления растяжения.
После заложения трещин первоначального разрушения наращивание модельной литосферы сопровождалось формированием двух типов рельефа поверхности модели. Первый был представлен регулярным рельефом небольших аккреционных валов шириной не более 0,5-1 см и длиной первые сантиметры. Второй - хаотичным рельефом небольших блоков шириной 0,2-0,5 см и длиной не более 0,8 см. Аккреционные валы формировались на первоначальных этапах растяжения, когда аккреция в рифтовой зоне еще находилась под термическим влиянием первоначально холодной имеющей начальную толщину литосферы ослабленной зоны. Постепенно модельная литосфера прогревалась, толщина ее хрупкого слоя сокращалась, сбросообразование становилось высокочастотным и низкоамплитудным, в результате формировался хаотичный рельеф небольших блоков, занимающий большую часть площади модельной литосферы (рис. 3.31).
Отличительной чертой наращиваемой литосферы была высокая стабильность спрединговой оси. Она всегда занимала положение в центральной части уже сформированной модельной литосферы. Перескоки оси происходили на расстояние не более 0,5-0,8 см в пределах центральной наиболее прогретой зоны модели, а образующиеся смещения функционировали в течение предельно коротких промежутков времени (рис. 3.31).
На рисунке 3.31, А показан рельеф дна участка быстро-спредингового Восточно-Тихоокеанского поднятия. Ось спрединга занимает положение в пределах осевого поднятия. На протяжении участка длиной около 500 км в ось спрединга нарушена только одним перекрытием центра спрединга в районе 16 с.ш. и 113 з.д. Внеосевой рельеф сформирован блоковыми поднятиями высотой 0,1-0,3 км и длиной в первые километры.
Спрединг с переходной скоростью от быстрой к медленной и наоборот. В экспериментах, моделирующих быстрый спрединг с заданным небольшим смещением оси использовались следующие параметры: Hi/Hr = 6/3 мм; W = 2 см; Скорость растяжения была переменной и резко уменьшалась в середине эксперимента: Успр=3,75-10"5м/с - 1.7-10" 5м/с.
В ходе растяжения с быстрой скоростью происходило характерное формирование валообразных поднятий с прогрессивно уменьшающейся шириной (рис. 3.32). В середине эксперимента их ширина сокращалась до 0,3-0,5 см. Ось спрединга в это время занимала центральное положение и не нарушалась крупными смещениями. Далее с обеих сторон от оси формировалась небольшая по площади зона мелких хаотично расположенных блоков. В это время скорость растяжения изменялась на медленную. Постепенно хаотичный рельеф блоков испытывал трансформацию в сторону укрупнения образующихся структур - мелкие структуры сменялись аккреционными валами, чья ширина постепенно возрастала (рис. 3.31).
Ось растяжения приобретала при этом все более нестабильный характер. Формировались смещения с амплитудой до 2-4 см, которые сохранялись вплоть до окончания экспериментов. Рельеф модели окончательно приобретал медленноспрединговый облик - повсюду ширина валов достигала 1,5-2 см (рис. 3.31). Этот процесс сопровождался увеличением амплитуды подвижек по сбросам приводящим к заглублению рифтовой долины на 0,5-1 см. Таким образом, в ходе смены скорости спрединга в одном эксперименте формировалась следующая система структур.
На начальных стадиях - структуры быстрого спрединга (узкие валы и зачатки зоны хаотичного мелкоблокового рельефа, стабильная относительно прямолинейная ось растяжения). На конечных стадиях - структуры медленного спрединга (широкие валы и ось, смещенная многочисленными высокоамплитудными нарушениями). Эти две зоны разделялись участками смены типов структур, в которых сочетались мелкие блоковые структуры и валы небольшой, постепенно возрастающей ширины. Соответственно с уменьшением скорости спрединга происходило увеличение амплитуды сбросов и перескоков, ось приобретала все более нестабильный характер.
Температура мантии, толщина коры и литосферы и их влияние на тектоническое строение улътрамедленных спрединговых хребтов
В работах [Behn, Ito, 2008; Escartin et al., 1999; Searle, Escartin, 2004 и др.] на основе анализа рельефа дна флангов медленно-спредингового Срединно-Атлантического хребта было показано, что его формирование подчиняется определенным закономерностям. Ширина асимметричных блоковых поднятий флангов хребта и амплитуда сбросов, их ограничивающих находятся в непосредственной зависимости от интенсивности магмоснабжения и, как следствие, толщины коры и соотношения ее хрупких и пластичных составляющих. Эти показатели закономерно убывают по направлению от центральных к краевым участкам сегментов. При этом возрастает ширина блоковых поднятий и амплитуда сбросов, их ограничивающих. То есть деформации в рифтовой зоне на концах сегментов локализуются вдоль нескольких сбросов с высокой амплитудой смещения. В центральных частях сегментов, напротив, деформации слабо локализованы и реализуются посредством многочисленных сбросов с меньшей амплитудой смещения. Характер внеосевого рельефа и параметры блоковых поднятий зависят от скорости спрединга [Goff et al., 1997; Shaw, Lin, 1993; Lonsdale, 1977]. В общем виде различия выражаются в увеличении расчлененности внеосевого рельефа: при сокращении скорости спрединга возрастает высота и ширина внеосевых поднятий и глубина и ширина разделяющих их впадин (рис. 4.6). Оценки средней высоты поднятий, проведенные Гофом и Малинверно с соавторами с использованием статических методов, показали следующие результаты: 180-320±25-40 м для медленно-спредингового Срединно-Атлантического хребта, 50-150±25-30 м для быстроспредингового Восточно-Тихоокеанского поднятия, 100-200±25-30 м для Юго-Восточного Индийского хребта [Goff et al., 1991, 1993, 1997; Malinverno et al., 1999]. Расчеты Д. Саутера с соавторами для ультрамедленного Юго-Западного Индийского хребта [Sauter et al., 2011] показали, что высота абиссальных холмов составляет 220-500±25-40 м (рис. 4.6).
В данной работе оценивались высоты неровностей внеосевого рельефа с минимальной частотой волны. В работе [Ehlers, Jokat, 2009] оценивались амплитуды погребенных поднятий в котловинах хребтов Книповича и Гаккеля. С учетом разрешающих способностей сейсмических методов данные величины отличаются от оценок для внеосевого рельефа Юго-Западного Индийского хребта, практически непокрытого осадками. Согласно [Ehlers, Jokat, 2009] амплитуды погребенных поднятий составляют 450-600 м.
Наблюдается возрастание их высоты с уменьшением скорости спрединга (рис. 4.6). Все эти изменения также связываются с падением интенсивности магмоснабжения при замедлении скорости спрединга и увеличением толщины хрупкого слоя коры [Cannat et al., 1995; Escartin et al., 1999, 2008; Shaw, Lin, 1993, 1996]. Эти закономерности были подтверждены экспериментальным моделированием (см. главу 2).
Главным проявлением вулканической деятельности в рифтовых зонах спрединговых хребтов являются осевые вулканические хребты [MacDonald et al., 1982]. Поэтому, возможным показателем изменения интенсивности и характера магмоснабжения являются морфометрические характеристики осевых вулканических хребтов: их длина, ширина, коэффициент формы, объем, занимаемая площадь и др.. В работах [Smith et al., 1995 и Garrel, 2001] были предложены подходы по оценке интенсивности магмоснабжения в зависимости от строения осевых вулканических хребтов, которые были использованы нами.
Поэтому для выявления различий в интенсивности магмоснабжения в пределах рассмотренных ультрамедленных спрединговых хребтов и их отличия от аналогичных показателей САХ целесообразно провести оценку основных морфометрических характеристик рельефа дна их флангов и рифтовых зон. В данной работе они были проанализированы по двум направлениям:
1. различия в строении осевых вулканических хребтов (вдольосевые изменения рельефа),
2. различия в ширине асимметричных блоков и высоте ограничивающих их сбросов, обращенных в сторону оси (изменения рельефа дна вкрест осей спрединговых хребтов).
Необходимо отметить, что полученные данные носят оценочный характер и необходимы для подтверждения разделения рассмотренных спрединговых хребтов на типы. Измерения морфометрических показателей проводились на основе цифровых моделей рельефа дна без использования данных ГЛБО и акустического профилирования, что могло бы значительно увеличить их точность.
Строение ОВХ анализировалось по методике, предложенной в работах [Smith et al., 1995; Garrel, 2001]. Для каждого из ОВХ с цифровой модели рельефа были сняты значения ширины в центральной части (W), длины (L), средняя относительная высота ОВХ (Н0Тн)5 средние минимальные глубины ОВХ (Hmjn). С использованием программного пакета Mirone была измерена площадь каждого ОВХ, ограниченная оконтуривающей его изобатой (Snp). Далее были вычислены объем каждого ОВХ (V) и объем нормализованный по площади (V/S). С учетом данных о скорости спрединга на участке ОВХ полученных из работы [DeMets et al., 2010] вычислялась скорость аккреции каждого ОВХ, которая равнялась произведению скорости спрединга на нормализованный по площади объем. Для удобства восприятия величина скорости аккреции (В) определялась в м2/год. Наряду с этими показателями определялась вдольосевая амплитуда глубин (А) и нормированный по длине каждого рассматриваемого участка хребта объем наращиваемой коры (SB/2L). Первая вычислялась как разница между минимальной глубиной ОВХ и средним между наиболее глубокими отметками соседних впадин. Второе - как частное от деления скорости аккреции на длину каждого рассматриваемого сегмента и измерялась как м2/год км.
Анализ блоковой структуры флангов хребтов выполнялся по методике, предложенной в работе [Escartin et al., 1999]. С цифровой модели рельефа дна были сняты данные о высоте сбросов (Ah) и расстояниях между ними (Дх). Для учета асимметрии сбросообразования отдельно рассматривались левые и правые участки профилей. Отсчет расстояний велся от оси спрединга в левую и правую сторону (Дпл, Дпп, Дхл, Дхп). Затем определялась плотность сбросов (Пл и Пп) как количество сбросов на 10 км длины профиля. На основе полученных средних Ah и Дх вычислялись коээффициенты соотношения этих величин для каждого профиля в левую и правую сторону. Как было показано X. Эскартином с соавторами [Escartin et al., 1999] данный коэффициент хорошо отражает распределение напряжений на противоположных флангах хребта. Чем выше этот коэффициент, тем больше высота сбросов на фланге хребта или тем чаще они располагаются. Сбросы выявлялись как поверхности крутизной не ниже 15. Рассматривались сбросы с амплитудой смещения более 150 м. Данные поверхности выявлялись с помощью гридов крутизны и максимального расчленения, полученных в программном пакете Mirone [Luis, 2007; Wilson et al., 2007].
Анализ проводился для провинций Б, В, Д, Е и небольшого участка провинции Г ЮЗИХ, хребта Рейкьянес, хребта Книповича и хребта Гаккеля до 73 в.д. на основе детальных батиметрических данных [Зайончек и др., 2010; Dick et al., 2003; Cannat et al., 2003, 2006; Grindlay et al., 1998; Keeton et al., 1997; Sauter et al., 2001; 2004; 2009; Schenke, Gauger et al., 2007; Smith et al, 1995; Mendel et al., 1997]. Всего были проанализированы данные по 163 ОВХ и 156 профилям, на каждом из которых располагалось от 10 до 25 сбросов.
Хорошим индикатором интенсивности магмоснабжения является параметр Na8 (содержание в базальтах Na, нормализованное к содержанию Mg в 8% [Сущевская и др, 2005]), который отражает первичное содержание Na в обедненных толеитовых расплавах [Klein, Langmuirl987].
Таким образом, наряду с сейсмическими данными, толщина коры и интенсивность магмоснабжения могут быть оценены с помощью показателя Na8, а также морфометрических показателей осевого и внеосевого рельефа дна - блоковых поднятий флангов хребтов и их осевых вулканических хребтов.
Результаты анализа строения ОВХ и флангов рассмотренных хребтов
Участки ЗВС хребта Гаккеля и провинции В ЮЗИХ (таблицы 4.2 и 4.3, рис. 4.7, 4.8) обладают характеристиками, сходными с участком САХ между ТР Кейн и Атлантис. ОВХ рассмотренных участков несколько выше ОВХ САХ, величина аккреции, нормированная на длину сегмента в ЗВС соотносится с аналогичным показателем САХ, несмотря на то, что ЗВС короче в 2 раза (300 и 600 км). Все характеристики наблюдаются в условиях более низких скоростей спрединга (2,4 см/год у САХ и 1,35-1,4 см/год у ЗВС и 1,58 см/год у ЮЗИХ).
