Дипломная работа: Рифтові системи Землі

Ультраосновні породи характеризуються, зокрема, високим вмістом сполук кремнію (силіцію) та магнію. За цією ознакою базальтову земну кору, в складі якої переважають основні та ультраосновні породи, ще зватимуться ‑ від початкових літер назв силіцію й магнію. Відповідно, материкову кору, в складі порід якої переважають сполуки силіцію та алюмінію, називають сіаль.

Родоначальною масою сима є речовина мантії. Тепер доведено, що ця речовина — первісна гірська порода протоліт, або пракамінь — за складом подібна до речовини Місяця та кам'яних метеоритів. Це свідчить про матеріальну єдність Космосу. У процесі розігрівання, плавлення, вулканогенної диференціації, подрібнення та виверження на поверхню Землі з п рака меню мантії утворюються різні ультраосновні та основні породи. Всі породи сима мають споріднений склад. Кількісне співвідношення складових сполук у них дещо міняється в залежності від конкретних умов тиску, температури тощо. Під час виверження окремих типів основних та ультраосновних порід.

На наведених даних про покривне залягання різних за віком поверхневих мас базальту ґрунтується геофізична гіпотеза розростання дна океану. Найважливіші положення її такі. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися в середині мезозойської ери і тривають у сучасних геологічних умовах. Основу цього процесу становлять уявні конвекційні теплові, горизонтально спрямовані течії, які переміщають великі плити земної кори. У надрах Землі відбувається складна диференціація магми, вилучення газів, води, формування вулканічних вогнищ та переніс тепла, що спрямовані вертикально до земної поверхні. Конвекційний переніс тепла, зумовлений нерівномірним нагріванням, призводить до теплових розрядів у вигляді вулканічних вивержень. Розігріті маси (дайки) базальтової речовини в осьовій частині Серединного хребта втискуються в породи покрівлі, на зразок клину розривають та розсувають їх. На місці розривів утворюються рубці з нової базальтової кори. У процесі розростання в такий спосіб найдавніші, мезозойські ділянки базальтового ложа ніби були поступово відсунуті аж до підніжжя материкового схилу.

Всі континентальні рифтові зони, що активно розвиваються чи ті, що недавно призупинили свій розвиток були закладені не раніше 40-50 млн. років тому (тобто в середині палеогенового періоду), а деякі з них ‑ навіть в останні 5-10 млн. років, тобто в другій половині неогенового періоду, коли відбулася різка глобальна активізація рифтогенезу і спредингу. Як видно на мал. 2, сучасні і новітні рифтові зони і їх системи відомі на всіх континентах, крім Австралії. Вони виникли в двох різних тектонічних обстановках: 1) у відносно стабільних областях на так званих древніх і рідше молодих платформах (Африкано-Аравійська, Рейнська, Байкальська, Східно-Китайська, Північно-Канадська, Антарктична) і 2) у межах областей молодих (мезозойсько-кайнозойських) рухливих складчастих (орогенічних) поясів ‑ Середземноморсько-Гімалайського і поясу, що оточує западину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальний стиск земної кори перемінився наприкінці кайнозою перевагою її горизонтального розтягання (Кордільєрська, Андська, Східноазіатська й інші рифтові системи). Накладені на платформи й орогенічні пояси рифтові системи (відповідно епіплатформенні і епіорогенні) поряд із загальними рисами будови і розвитку мають істотні відмінності [18].

Геофізичні дослідження показали, що континентальна кора, товщина якої в середньому складає 30-50 км, піддається в рифтових зонах розтяганню і загальному відносному потоншенню: в епіплатформенних рифтових зонах вона звичайно не перевищує 10-20%, але в деяких епіорогенних рифтових зонах досягає 30-50%. Процес горизонтального розтягання по-різному виявляється в різних частинах континентальної кори в зв'язку з розходженнями їх реологічних властивостей. У нижньої, більш нагрітої і пластичної частини кори він приводить до її пластичного розтягання і загального потоншення з утворенням шийки, а в більш холодній і тендітній верхній частині – до розвитку системи тріщин і розривів, що розсікають її на кілька блоків, взаємні переміщення яких в обстановці загального горизонтального розтягання, поперечного чи діагонального стосовно осі рифтової зони у підсумку також призводять до потоншення верхньої частини кори й утворення чітко виражених у рельєфі поверхні більш-менш глибоких лінійно-витягнутих западин (мал. 6). Границя нижньої (пластичної) і верхньої (більш тендітної) частин кори може проходити на різній глибині в залежності від інтенсивності теплового потоку з мантії Землі під різними рифтовими зонами, але в цілому остання перевищує таку під сусідніми з ними ділянками континентів від декількох десятків відсотків до двох разів і більше.

Спочатку передбачалося, що найбільш розповсюдженими типами структурних форм рифтових зон є грабени, тобто відносно опущені, подовжені, більш-менш симетричні в поперечному розрізі блоки, відділені від сусідніх, грабенів розривами ‑ нормальними скидами, або східчасті грабени, обмежені з кожної сторони "східцями" з декількох скидів, або, нарешті, комбінації з декількох взаємопаралельних грабенів, розділених горстами, тобто відносно (чи абсолютно) піднятими блоками, обмеженими нормальними скидами ‑ так званої клавіатури блоків.

У дійсності виявилося, що для континентальних рифтових зон найбільш характерні асиметричні і східчасті грабени чи напівграбени, похилі днища яких лише з однієї сторони обмежені крутим скидом чи східчастими скидами, а також системи з декількох чи навіть багатьох односторонньо нахилених блоків ‑ напіврабенів чи напівгорстів. При цьому комбінації структурних форм типів, позв'язані взаємопереходами, найбільш характерні для деяких епіорогенних рифтових зон, що розвиваються в умовах більшого масштабу горизонтального розтягання і загального потоншення кори, більшого теплового потоку і меншої потужності її верхньої, тендітної частини. Геофізичні дослідження показали, що нижньою границею системи блоків і поділяючих їхніх розривів, які розвиваються в умовах горизонтального розтягання рифтових зон чи рифтових систем, часто служать відносно положисті, навіть субгоризонтальні поверхні тектонічних зривів ‑ детачментів, на більшій частині площі рифтові зони відділяють верхню (тендітну) від нижньої (пластичної) частини кори, але в крайовій частині рифтові зони набувають характер скидів, що стають усе більш крутими в міру наближення до земної поверхні. Таку ж ковшеподібну в поперечному розрізі, виположену з глибиною форму мають і багато інших розломів у рифтових зонах ‑ скиди, що зливаються внизу з поверхнею головного зриву (детачмента) чи загасаючі донизу усередині верхньої, тендітної частини кори.

Довжина кайнозойських континентальних рифтів звичайно виміряється кількома сотнями кілометрів, їхніх гірлянд (рифтові зони) ‑ багатьма чи сотнями, чи навіть 1-2 тис. км, а довжина рифтових систем (чи рифтових поясів) може досягати декількох тисяч кілометрів (наприклад, Африкано-Аравійської рифтової системи до 6-7 тис. км). Ширина рифтів коливається від 10-20 до 80 км (звичайно 30-50 км), ширина рифтових зон (з огляду на нерідке кулісне розташування в них окремих рифтових западин) може досягати 100-150 км, а рифтових систем , що складаються з декількох субпараллельных рифтових зон, ‑500-1000 км.

Амплітуди вертикальних зсувів блоків кори по найбільших похилих скидах чи декількох зближених східчастих скидах на бортах окремих грабенів, а також горстів усередині деяких рифтових зон, наприклад горсту Рувензорі в Танганьїкській рифтовій зоні у Східній Африці, вираженого в рельєфі у вигляді вузького хребта абсолютною висотою до 5 км, можуть вимірюватися декількома кілометрами (іноді до 5-10 км). Однак відносна глибина рифтових западин у рельєфі звичайно буває значно меншою (не більш 2-3 км), тому що в процесі просідання вони частково заповнюються товщами відкладів (а нерідко і вулканічними продуктами), потужність яких може досягати декількох кілометрів (у Байкальському рифті більш 5 км).

Амплітуда горизонтального розтягання кори в окремих рифтових западинах і рифтових зонах варіює від 5-10 до 30-40 км, а сумарна амплітуда розтягання в деяких рифтових системах може досягати 100 і навіть кілька сотень кілометрів (у Кордільєрській рифтовій системі). Поздовжні розломи рифтових зон можуть мати не тільки істотно вертикальну (скидову), але і горизонтальну зсувну компоненту, а в деяких з них, наприклад у Левантинській рифтовій зоні на північному закінченні Африкано-Аравійської рифтової системи, вона навіть різко переважає над скидовою і досягає 100 км.

У плані рифтові западини і рифтові зони часто мають колінчату форму, що згинається, (із взаємним паралелізмом крайових розломів), в основному обумовлену пристосуванням їхньої конфігурації до структурних особливостей древнього субстрату. У безпосередній близькості до рифтовых западин їхнього борта ("плечі") нерідко бувають трохи піднятими (у вигляді напівгорстів чи напівзводів) порівняно висотним рівнем, які обрамляють рифти територій, що створює враження (не завжди правильне) про виникнення рифта в приосьовій частині зводу.

Розвиток рифтів, рифтових зон і рифтових систем з моменту їхнього закладення протікає нерівномірно, активізуючись під час коротких фаз, розділених фазами ослаблення чи припинення рифтогенезу. Звичайно воно супроводжується вулканічними виверженнями, у епіплатформенних рифтових зонах і рифтових системах ‑ з перевагою продуктів луго-основного і ультраосновного складу, а в епіорогенних ‑ з контрастним сполученням кислих і основних продуктів. Вулканізм може виявлятися далеко не на всій площі рифтової зони, на різних стадіях рифтогенезу, а масштаб супутніх рифтогенезу магматичних проявів у різних рифтових зонах коливається в дуже широких межах: сумарний обсяг його продуктів може складати від 1 тис. км3 і менше в одних рифтових зонах до десятків і навіть кількох сотень тисяч кубічних кілометрів в інших (наприклад, в Ефіопській і Кенійській рифтовій зоні Східної Африки).

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14