Юго-Западный Индийский хребет

Юго-Западный Индийский хребет (SWIR), разделяющий Африканскую (или Нубийско - Сомалийскую плиты) и Антарктическую плиты, простирается на 7700 км (4800 миль) от Атлантического океана до Индийского океана. При средней скорости расширения 14–15 миллиметров в год (0,55–0,59 дюйма в год) SWIR является одним из самых медленно расширяющихся срединно-океанических хребтов на Земле. Характеризуясь многочисленными большими смещениями трансформации, большая часть SWIR сильно сегментирована и наклонена относительно направления распространения.

Юго -Западный Индийский хребет (ЮЗИР) — срединно-океанический хребет, расположенный на дне юго-западной части Индийского океана и юго-восточной части Атлантического океана . Расходящаяся граница тектонических плит, отделяющая Сомалийскую плиту на севере от Антарктической плиты на юге, SWIR характеризуется сверхмедленными скоростями расширения (превышающими лишь скорости хребта Гаккеля в Арктике) в сочетании с быстрым удлинением ее оси. между двумя фланкирующими тройными перекрестками , Родригес ( 20 ° 30'ю.ш., 70 ° 00' в.д. ) в Индийском океане и Буве ( 54 ° 17' ю.ш., 1 ° 5' з.д. ) в Атлантическом океане .

Геологическая обстановка

Топография ЮВИР. Белые точки — горячие точки, пунктирные линии — зоны разломов.

Скорость распространения

Скорость спрединга вдоль SWIR варьируется: переход от медленного (30 мм/год) к сверхмедленному (15 мм/год) спрединга происходит при магнитной аномалии C6C (около 24 млн лет назад). Это происходит между 54–67 ° восточной долготы, самой глубокой и, возможно, самой холодной и бедной талой водой частью системы срединно-океанических хребтов Земли. Толщина коры быстро уменьшается, когда скорость распространения падает ниже c. 20 мм / год, а в SWIR наблюдается отсутствие вулканической активности на протяжении 100 км (62 миль) на участках оси хребта.

На больших участках SWIR проходит под углом к ​​направлению распространения, обычно около 60°. Поскольку наклон увеличивает длину хребта, одновременно уменьшая скорость мантийного апвеллинга, SWIR является переходным между медленными и сверхмедленными хребтами. Медленно спрединговые участки ЮВИР имеют магматические сегменты, связанные трансформными разломами, тогда как ультрамедленные участки лишены таких преобразований и имеют магматические сегменты, связанные амагматическими прогибами.

Диффузные границы плит

Распространение в SWIR происходит медленно, но граница плиты пересекается гораздо более медленной, но более размытой границей Нубии и Сомали . Изменения в скорости расширения указывают на то, что SWIR не является центром расширения между двумя жесткими плитами, но что ранее предполагаемая единая Африканская плита к северу от SWIR фактически разделена на три плиты: Нубийскую, Лвандльскую и Сомалийскую плиты.

По оценкам, расположение этого «диффузного» тройного соединения между Нубийской, Сомали и Антарктической плитами на SWIR находится между 26° и 32° восточной долготы или к западу от трансформного разлома Эндрю Бэйна . Это разбросанное тройное соединение образует южную оконечность Восточно-Африканской рифтовой системы.

На месте юрские породы

Породы возрастом 180 млн лет, датированные цирконами в диорите и габбро , были извлечены из места в 60 км (37 миль) к югу от SWIR в 2010 году. Этот возраст сопоставим с возрастом распада Гондваны , открытия Индийского океана и образования Большой магматической провинции Кару (179–183 млн лет назад) — что резко контрастирует с неогеновым возрастом океанского дна вблизи SWIR. Можно предположить, что камни отложились вблизи SWIR под действием внешней силы, такой как ледяной нанос или цунами , но SWIR расположен далеко от любой континентальной окраины, и о породах аналогичного возраста сообщалось в Среднеатлантическом регионе. Ридж. Если бы породы вышли прямо из мантии , они потеряли бы большую часть своего изотопного свинца . Налитые льдом дропстоуны обычно имеют признаки округлости.

Однако гидротермальная циркуляция на срединно-океанических хребтах может принести интрузивные породы в неглубокую мантию, и в этом случае она, возможно, является хорошим кандидатом. Большинство пород Африки, обращенных к SWIR, представляют собой архейские кратоны. Однако неопротерозойский Панафриканский орогенный пояс образовался во время закрытия Мозамбикского океана , и с этим событием связаны некоторые породы из восточной Африки, Мадагаскара и Антарктиды. Во время распада Гондваны вулканы Кару прорвали панафриканские породы, и вполне возможно, но не очевидно, что эти породы попали в ЮЗИР именно таким путем. Поскольку распространение в SWIR происходит очень медленно, мантия под ним должна быть аномально прохладной, что может предотвратить плавление горных пород.

Подразделы

Буве Т.Дж. – Эндрю Бэйн Т.Ф.

Западный конец SWIR, известный как хребет Буве, ограничен преобразованиями Буве и Мошеша к северу и югу от него соответственно. Хребет Буве имеет длину 110 км (68 миль) с полной скоростью расширения 14,5 мм / год (0,57 дюйма / год) в течение последних 3 млн лет назад. Осевая долина имеет глубину километра, типичную для медленно спрединговых хребтов, и ширину 16 км, что является необычно широкой. Ось нулевого возраста расположена на 2000 м (6600 футов) ниже уровня моря в центральном сегменте, но глубже ближе к двум трансформам: это примерно на километр мельче, чем аналогичные медленно спрединговые хребты, вероятно, из-за близости к BTJ.

Между 9 и 25° восточной долготы SWIR имеет восточно-западное направление и не имеет преобразований. Этот разрез сложен ортогональными магматическими аккреционными сегментами, соединенными косыми амагматическими аккреционными сегментами.

Наклонная часть этой области (от 9 до 16° в.д.), «наклонный суперсегмент», сильно изменчива в осевой ориентации, от ортогональной до 56°, а серия магматических и амагматических сегментов приводит к резко флуктуационному магматизму и сверхмедленному магматизму. распространение. К западу от разрыва на 16° в.д. глубина по оси снижается на 500 м, и происходит резкое изменение морфологии и магнетизма.В западной оконечности этой области (9°30'–11°45') Шакинскую разломную зону пересекает короткий сегмент магматического хребта. Грубая топография здесь закрывает SWIR, который впадает в западный склон подводной горы Джозефа Мейса, одного из немногих вулканических центров на наклонном суперсегменте. Подводная гора раскалывает старый перидотитовый блок, остатки которого выступают по обе стороны от хребта, и заполняет рифтовую долину между ними, в результате чего на юго-западе юго-восточного побережья образовался двухвершинный вулкан. К востоку от подводной горы (11°30'-10°24' в.д.) расположен амагматический сегмент длиной 180 км и глубиной 4200 м. Достигая максимальной глубины 4700 м, его самая глубокая часть имеет грубое дно, лишенное признаков недавнего вулканизма, но заполненное неправильными блоками горстов, частично состоящими из серпентинизированного перидотита.

«Ортогональный суперсегмент» (от 16 до 25 ° в.д.), напротив, почти идеально ортогонален относительно направления спрединга и состоит из магматических аккреционных сегментов, связанных короткими нетрансформными смещениями. Там, где наклон SWIR увеличивается, увеличивается и его длина. Это удлинение приводит к уменьшению мантийного апвеллинга и геометрии хребтов, характерной для сверхмедленно спрединговых хребтов (<12 мм/год). Ортогональный суперсегмент аналогичен более крупным сегментам хребта Срединно-Атлантического хребта.

Эндрю Бэйн ТФ

Ряд зон разлома — Дю Туа, Эндрю Бэйна, Марион и Принца Эдварда — смещает SWIR на 1230 км (760 миль) между 45 ° ю.ш., 35 ° в.д. — 53 ° ю.ш., 27 ° в.д. Самая большая из них, 750-километровая FZ Эндрю Бэйна, находится там, где граница Нубии и Сомали пересекает SWIR. Активная часть ТФ Эндрю Бэйна представляет собой самый большой возрастной сдвиг (65 млн лет) среди всех океанических трансформных разломов, а также самый широкий (120 км). Его расширение простирается на юг от Мозамбикского откоса (между Мозамбикским хребтом и бассейном) до хребта Астрид у Антарктиды. К востоку от ТФ Эндрю Бэйна находится «Мэрион Свелл», высота геоида Южного океана, между 35 ° и 50,5 ° восточной долготы, а также плато Мадагаскара и возвышение Дель-Кано. SWIR пересекает борт зыби и достигает горячей точки Марион на 36° в.д.

Остров Мэрион, где расположена горячая точка Марион, находится в 250 км (160 миль) от SWIR на коре возрастом 28 млн лет . Остров Буве, расположенный в 300 км (190 миль) от тройного соединения Буве и в 55 км (34 миль) от SWIR, расположен на коре возрастом 7 млн ​​лет, хотя точное местоположение горячей точки Буве не определено.

Эндрю Бэйн ТФ–Мелвилл ФЗ

Между горячей точкой Марион и разломом Галлиени имеется неравномерная сегментация с относительно небольшой осевой глубиной. Между зоной Принца Эдуарда и зоной Атлантиды II (35–57° в.д.) все основные трансформные разломы (и связанные с ними магнитные аномалии возрастом 35 млн лет ) все чаще имеют более прямое направление с севера на юг. Магнитные аномалии в бассейне Мозамбика указывают на то, что это доминирующее направление распространения за последние 80 млн лет назад.

Основные изменения в ЗЗ Дискавери (42° в.д.), ЗЗ Галлиена (52° в.д.) и ЗЗ Мелвилл (60° в.д.) определяют крупномасштабную сегментацию SWIR.Средняя осевая глубина колеблется от 4730 м (15 520 футов) между зонами Melville FZ и Rodrigues TJ, участком, подстилаемым либо тонкой корой, либо холодной мантией, до 3050 м (10 010 футов) между зонами Эндрю Бэйна и Discovery FZ, участком, находящимся под влиянием Марион. горячая точка.

Между зонами Индомед и Галлиени SWIR более мелкий и имеет более высокий запас магмы, чем соседние более глубокие участки; кора также толще и/или мантия горячее. Вероятно, это связано с взаимодействием с горячей точкой Крозе, усиление магматизма которой привело к образованию большого вулканического плато Крозе в c. 10 млн. лет. Горячая точка также вызывает термические шлейфы и включает в себя небольшое количество материала нижней мантии (что приводит к смешанной сигнатуре базальта океанских островов (OIB) и базальта срединно-океанических хребтов (MORB). Однако горячая точка/банка Крозе расположена на расстоянии более 1000 км от SWIR, и взаимодействие между хребтом и горячей точкой на расстояниях более 500 км теоретически считается незначительным. Однако горячие точки Кергелен и Реюньон, вероятно, взаимодействуют с Юго-Восточным Индийским хребтом и Центрально-Индийским хребтом на одинаковых расстояниях, о чем свидетельствуют вулканические цепи и линии, соединяющие эти хребты и горячие точки. Отсутствие таких линеаментов между SWIR и Крозе можно объяснить возрастом и толщиной плит — считается, что плиты старше 25 млн лет слишком толстые, чтобы плюмы могли проникнуть в них.

Между ЗЗ Галлиени и Мелвилля SWIR изначально был примерно перпендикулярен направлению распространения с небольшими смещениями. Около 40 млн лет назад изменение направления распространения по часовой стрелке быстро привело к равномерному распределению смещений и более пересеченной местности. С тех пор трансформный разлом Атлантида II увеличился, а смещения к западу и востоку от него начали исчезать. Примерно через 40 млн лет назад трансформные разломы Галлиени, Атлантида II и Мелвиллес продолжат расти, в то время как сегменты SWIR между ними сохранят большую часть своей нынешней длины и формы.

Мелвилл ФЗ – Родригес Ти Джей

К востоку от зоны Индомед (к югу от Мадагаскара) SWIR является продуктом 64 миллионов лет распространения на восток тройного соединения Родригеса. Этот разрез сложен регулярно расположенными нетрансформными разрывами, короткими косыми амагматическими сегментами, а также трансформами Атлантида II, Новара и Мелвилл. Увеличение осевой глубины к востоку от 49° в.д. отражает немагматическое растяжение.

Сегментация и морфология осевой долины самого восточного SWIR уникальны для сверхмедленно спрединговых хребтов. Сегменты хребта высотой 3000 м соединены осевыми сегментами длиной более 100 км. Вулканизм на этом участке отсутствует. Фланги оси хребта широкие и лишены слоя вулканической коры. Эти склоны округлые и гладкие и лишены гофрированного рисунка, характерного для комплексов океанического ядра . Это невулканическое морское дно состоит из измененных морской водой пород мантии, вынесенных на поверхность крупномасштабными разломами отрыва. В течение последних 10 млн лет эти разломы перемещались взад и вперед по оси хребта и создали почти всю дивергенцию вдоль этого участка ЮЗИР.

В самом восточном SWIR, к востоку от зоны разлома Мелвилл (60°45' восточной долготы), мантия необычно холодная, а кора тонкая (в среднем 3,7 км), что приводит лишь к частичному плавлению мантии и уменьшению поступления расплава в SWIR в этот регион. Этот дефицит магмы привел к тому, что к востоку от Мелвилла подводных гор стало меньше, но они стали выше; на 10 приходится более 100 подводных гор ³ км ² около 50 м в высоту к западу от Мелвилла, тогда как к востоку от Мелвилла на 10 приходится менее 10 подводных гор. ³ км ² высотой более 100 м.

Тектоническая история

SWIR характеризуется глубокими, субпараллельными и хорошо очерченными зонами разломов , иногда глубже 6000 км (3700 миль), очерченными приподнятыми краями, иногда достигающими глубины до 2000 м (6600 футов) ниже уровня моря. Эти зоны разломов очень длинные и часто совпадают с более древними структурами вблизи континентальных шельфов. Эти зоны разломов и их продолжения в бассейн Агульяс представляют собой линии тока, описывающие движение Африки и Антарктиды с момента распада Гондваны в позднем меловом периоде.

SWIR открылся во время распада Гондваны , когда Антарктида отделилась от Африки во время пермско-триасовой Кару крупной магматической провинции ок. 185–180 млн лет назад на территории современного Мозамбикского бассейна и моря Рисер-Ларсена . Направление распространения между континентами начало меняться около 74 млн лет назад, а 69–64 млн лет назад распространение замедлилось (около 1 см/год), а затем изменило ориентацию на СВ-ЮЗ. Зоны разломов возле зоны разлома Принца Эдуарда относятся к эоцену и намного моложе, чем можно было предположить, судя по их длине.

См. также

• Центрально-Индийский хребет
• Юго-Восточный Индийский хребет
• Тройной перекресток Родригеса

Ссылки

Источники

• Бэйнс, АГ; Чидл, MJ; Дик, HJ; Шайрер, А.Х.; Джон, Б.Э.; Куснир, Нью-Джерси; Мацумото, Т. (2007). «Эволюция Юго-Западного Индийского хребта от 55–45′ восточной долготы до 62 восточной долготы: изменения в геометрии границ плит с 26 млн лет назад» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 8 (6): Q06022. Бибкод : 2007GGG.....8.6022B . дои : 10.1029/2006GC001559 . HDL : 1912/1790 . Проверено 16 августа 2016 г.
• Броннер, А.; Заутер, Д.; Манши, М.; Карлут, Дж.; Сирл, Р.; Каннат, М .; Маначал, Г. (2014). «Магнитная сигнатура крупных эксгумированных мантийных областей Юго-Западного Индийского хребта - результат геофизических исследований морского дна возрастом от 0 до 11 млн лет назад» . Твердая Земля . 5 (1): 339–354. Бибкод : 2014SolE....5..339B . дои : 10.5194/se-5-339-2014 .
• Ченг, Х.; Чжоу, Х.; Ян, К.; Чжан, Л.; Джи, Ф.; Дик, Х. (2016). «Юрские цирконы Юго-Западного Индийского хребта» . Научные отчеты . 6 : 26260. Бибкод : 2016NatSR...626260C . дои : 10.1038/srep26260 . ПМЦ   4869104 . ПМИД   27185575 .
• Чу, Д.; Гордон, Р.Г. (1999). «Свидетельства движения между Нубией и Сомали вдоль Юго-Западного Индийского хребта» . Природа . 398 (6722): 64–67. Бибкод : 1999Natur.398...64C . дои : 10.1038/18014 . S2CID   4403043 . Проверено 30 июля 2016 г.
• ДеМец, К.; Гордон, Р.Г.; Аргус, Д.Ф. (2010). «Геологически текущие движения плит» (PDF) . Международный геофизический журнал . 181 (1): 1–80. Бибкод : 2010GeoJI.181....1D . дои : 10.1111/j.1365-246x.2009.04491.x . Проверено 11 августа 2016 г.
• Дик, HJ; Лин, Дж.; Схаутен, Х. (2003). «Сверхмедленно спрединговый класс океанских хребтов» (PDF) . Природа . 426 (6965): 405–412. Бибкод : 2003Natur.426..405D . дои : 10.1038/nature02128 . ПМИД   14647373 . S2CID   4376557 . Проверено 10 сентября 2016 г.
• Фишер, РЛ; Склейтер, Дж. Г. (1983). «Тектоническая эволюция юго-западной части Индийского океана начиная с середины мелового периода: движения плит и стабильность полюса Антарктиды/Африки в течение как минимум 80 млн лет» . Международный геофизический журнал . 73 (2): 553–576. Бибкод : 1983GeoJ...73..553F . дои : 10.1111/j.1365-246X.1983.tb03330.x .
• Джорджен, Дж. Э.; Лин, Дж.; Дик, HJ (2001). «Данные гравитационных аномалий о взаимодействии горячих точек Марион и Буве с Юго-Западным Индийским хребтом: эффекты смещений трансформации» (PDF) . Письма о Земле и планетологии . 187 (3): 283–300. Бибкод : 2001E&PSL.187..283G . дои : 10.1016/s0012-821x(01)00293-x . Проверено 30 июля 2016 г.
• Хорнер-Джонсон, Британская Колумбия; Гордон, Р.Г.; Коулз, С.М.; Аргус, Д.Ф. (2005). «Угловая скорость Нубии относительно Сомали и расположение тройного соединения Нубия-Сомали-Антарктида» . Международный геофизический журнал . 162 (1): 221–238. Бибкод : 2005GeoJI.162..221H . дои : 10.1111/j.1365-246X.2005.02608.x .
• Лиги, М.; Бонатти, Э.; Бортолуцци, Г.; Каррара, Г.; Фабретти, П.; Гилод, Д.; Пейве, А.А.; Сколотнев С.; Турко, Н. (1999). «Тройное соединение Буве в Южной Атлантике: геология и эволюция» . Журнал геофизических исследований . 104 (Б12): 29365–29385. Бибкод : 1999JGR...10429365L . дои : 10.1029/1999JB900192 .
• Мендель, В.; Заутер, Д. (1997). «Вулканизм подводных гор на очень медленно распространяющемся Юго-Западном Индийском хребте между 57° и 70°» . Геология . 25 (2): 99–102. Бибкод : 1997Гео....25...99М . doi : 10.1130/0091-7613(1997)025<0099:svatss>2.3.co;2 . Проверено 18 сентября 2016 г.
• Мендель, В.; Заутер, Д.; Ромво-Жестен, К.; Патриат, П.; Лефевр, Ф.; Парсон, LM (2003). «Магмато-тектоническая цикличность на сверхмедленно расширяющемся Юго-Западном Индийском хребте: данные о вариациях морфологии осевых вулканических хребтов и структуры абиссальных холмов» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 4 (5): 1–23. Бибкод : 2003GGG.....4.9102M . дои : 10.1029/2002GC000417 . Проверено 30 июля 2016 г.
• Патриат, П.; Заутер, Д.; Манши, М.; Парсон, Л. (1997). «Обследование оси юго-западного Индийского хребта между зоной разлома Атлантиды II и тройным соединением Индийского океана: региональная обстановка и крупномасштабная сегментация». Морские геофизические исследования . 19 (6): 457–480. Бибкод : 1997МарГР..19..457П . дои : 10.1023/А:1004312623534 . S2CID   126942157 .
• Ройер, JY; Патриат, П.; Берг, Х.В.; Скотезе, ЧР (1988). «Эволюция Юго-Западного Индийского хребта от позднего мела (аномалия 34) до среднего эоцена (аномалия 20)» . Тектонофизика . 155 (1–4): 235–260. Бибкод : 1988Tectp.155..235R . дои : 10.1016/0040-1951(88)90268-5 . Проверено 31 июля 2016 г.
• Заутер, Д.; Каннат, М .; Мейзен, К.; Безос, А.; Патриат, П.; Хамлер, Э.; Дебейл, Э. (2009). «Распространение аномалии плавления вдоль сверхмедленного Юго-Западного Индийского хребта между 46° и 52°20’ в.д.: взаимодействие с горячей точкой Крозе?» . Международный геофизический журнал . 179 (2): 687–699. Бибкод : 2009GeoJI.179..687S . дои : 10.1111/j.1365-246X.2009.04308.x .
• Заутер, Д.; Слоан, Х.; Каннат, М .; Гофф, Дж.; Патриат, П.; Шаминг, М.; Роест, WR (2011). «От медленного к сверхмедленному: как скорость распространения влияет на шероховатость морского дна и толщину земной коры?» (PDF) . Геология . 39 (10): 911–914. Бибкод : 2011Geo....39..911S . дои : 10.1130/G32028.1 . Проверено 30 июля 2016 г.
• Склейтер, Дж. Г.; Гриндли, Северная Каролина; Мэдсен, Дж.А.; Ромво-Жестен, К. (2005). «Тектоническая интерпретация трансформного разлома Эндрю Бэйна: юго-запад Индийского океана» . Геохимия, геофизика, геосистемы . 6 (9): Q09K10. Бибкод : 2005ГГГ.....6.9К10С . дои : 10.1029/2005GC000951 . Проверено 13 августа 2016 г.
• Сетон, М.; Мюллер, РД; Захирович, С.; Гайна, К.; Торсвик, Т.; Шепард, Г.; Талсма, А.; Гурнис, М.; Маус, С.; Чендлер, М. (2012). «Глобальные реконструкции континентальных и океанических бассейнов с 200 млн лет назад» . Обзоры наук о Земле . 113 (3): 212–270. Бибкод : 2012ESRv..113..212S . doi : 10.1016/j.earscirev.2012.03.002 . Проверено 23 октября 2016 г.
• Стэндиш, Джей-Джей; Дик, HJ; Майкл, ПиДжей; Мелсон, В.Г.; О'Хирн, Т. (2008). «Поколение MORB под сверхмедленно расширяющимся Юго-Западным Индийским хребтом (9–25 в.д.): химия основных элементов и важность процесса по сравнению с источником» (PDF) . Геохимия, геофизика, геосистемы . 9 (5): Q05004. Бибкод : 2008GGG.....9.5004S . дои : 10.1029/2008GC001959 . hdl : 1912/3274 . Проверено 16 августа 2016 г.
• Трухин В.И.; Багин, В.И.; Багина, ОЛ; Жиляева В.А.; Булычев А.А.; Гилод, Луизиана; Лиги, М.; Лодоло, Э.; Сьюто, Ф.; Томилин, Е.Ф.; Шрейдер, А.А. (1999). «Магнетизм Срединно-океанического хребта Буве, Южная Атлантика» (PDF) . Известия, Физика твердого тела . 35 (1): 1–15 . Проверено 21 августа 2016 г.
• Чжоу, Х.; Дик, HJ (2013). «Тонкая кора как свидетельство истощенной мантии, поддерживающей поднятие Мэрион» (PDF) . Природа . 494 (7436): 195–200. Бибкод : 2013Natur.494..195Z . дои : 10.1038/nature11842 . hdl : 1912/7142 . ПМИД   23389441 . S2CID   4149752 . Архивировано из оригинала (PDF) 21 августа 2016 года . Проверено 30 июля 2016 г.