Современные рифтовые структуры континентов.

Все современные рифтовые структуры образовались не ранее 40 – 50 млн. лет назад. Большинство 5 – 10 млн. лет назад. Все современные рифтовые зоны известные на всех континентах кроме 1- Австралии. Они возникли в 2 различных тектонических обстановках: 1. На древних и реже молодых платформах: Африкано-Аравийская, Рейнская, Байкальская, Восточно-Китайская, Северо-Канадская, рифтовые системы Антарктиды; 2. В пределах мезозойско-кайнозойских подвижных поясов: Малазийско-Тихоокеанский.

Кордильерская, Андская, Восточно-Азиатская. Данные рифтовые системы можно назвать эпиплатфоменные и эпиорогенные. У низ наблюдаются различия. Для рифтовых зон континентов характерно: расчленённый рельеф, сейсмичность, магматизм, крупные разломы(сбросовые нарушения). Главный пояс современного рифтинга протянулся через всю восточную африку и называется Восточно-Африканской рифтовой системой(озёра:Танганьика, Ньяса(Малави); вулканы: Килиманджаро, Олдоньо-Легаи).

Рельеф, структура и осадочная формация.

Главное положение занимает долина, ширина 40-50 километров, она ограничена сбросами образующими ступенчатые системы. Тектонические блоки приподняты до 3-3,5 километров. Очень часто рифрты осложнены продольными или диагональными горстами. В верхней части сбросы наклонены под углами 50-60 градусов, затем на глубине они выполаживаются- ЛИСТРИЧЕСКИЕ склоны. Развивается динамо-термальный метаморфизм.

Структура рифтовых зон.

1. Простой одиночный грабен.

2. Сложный грабен.

3. Система грабенов.

1, 2, 3- нормальные симметричные грабены. Ранее считалось что эти структуры наиболее распространёнными. В действительности они имеют подчинённое значение. Распространены асимметричные и ступенчатые грабены или полуграбены, а так же их системы.

4. Асимметричный грабен.

5. Полуграбен.

6. Система ассиметричных грабенов.

По данным геофизики нижней границей системы гор служат пологие или субгоризонтальные поверхности тектонических срывов- детачмент(разделение). На большей части площади рифтовых зон детачменты отделяют верхнюю хрупкую кору от нижней пластичной. Длина рифтов первые сотни км. Длина рифтовых зон до 1000км. Рифтовые системы несколько 1000 км. Ширина от 10 до 80 километров(обычно 30-50км). Рифтовых зон 100-150км.

Амплитуда горизонтального растяжения колеблется от 5 до 40 км.

Осадочные формации рифтов относятся к молассовому типу. Для осадочных формаций характерно сочетание с магматическими. Мощность 5- 7 км(3-4км.). происхождение: озёрные, пролювиальные, флювиогляциального и ледникового происхождения. Тип формаций зависит от климата.

Магматизм.

Магматизм- особенность рифтинга. Кислая(кора) и основная(магма) магма. Кислые имеют коровое происхождение, основные мантийное. Все магматические породы имеют щелочной фон(т.к. образуются в континентальных условиях). Это щелочные оливиновые базальты, трахиты, фонолиты, риолиты, в том числе карбонатиты.

Геофизические характеристики.

По геофизическим данным мощность коры под рифтами уменьшена. Под Байкальскими рифтами 30-35, под Рейнским 20-25, а в пределах Восточноафриканской менее 20. Под рифтами находится мантийный выступ, плотность пород в пределах которого уменьшена по сравнению с мантией, этот выступ рассматривается как астеносферная линза. Сейсмичность в пределах континентальных рифтов приурочена к 15-40 километров. Тепловой поток резко повышен. Гравитационное поле над рифтовой зоной располагается отрицательная аномалия Буге. Поскольку осадки не консолидированы, у них резко понижена плотность, а во вторых ввиду разуплотнения мантийных пород.

Механизмы рифтогенеза.

Механизмы рифтинга.

Структура рифтовых зон определяется несколькими факторами: реологические свойства литосферы, скорость, величина и длительность растяжения, характер поля напряжения, температурный режим коры. Процесс горизонтального растяжения по разному проявляется в разных частях континентальной коры. В нижней гранулитбазитовой коре более нагретой и пластичной этот процесс приводит к пластическому растяжению и общему утоньшению. В более хрупкой и холодной гранитогнейсовой коре развиваются системы трещин и разрывов, кора распадается на ряд блоков, её мощность уменьшается, и образуются линейно-вытянутые впадины. В основе всех данных моделей рифтинга лежит компенсация растяжения коры и её механической деформацией и уменьшение мощностей. Магматизм в данных моделях играет второстепенную роль, однако когда на глубине образуются очаги базальтовой магмы инициируется принципиально другой механизм рифтинга. Базальтовая магма быстро проникает в верхней части за счёт расклинивающего эффекта, которое она оказывает на породы (дайки). Механизм раздвижения рассматривается на примере даек, которые могут рассматриваться как застывшие магматические клинья. При этом дайки не оказывают нарушений, это мягкое внедрение. Этот механизм получил название гидравлического расклинивания. Дальнейший разрыв будет происходить когда давление магмы будет превосходить давление пород на 1,2 - Fm/Fn> 1,2.

Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).

13. Океанический рифтогенез (спрединг). Спрединг в Исландии, спрединг в подводных срединно- океанических хребтах.

Спрединг.

Главный процесс на дивергентных границах. Раздвиг литосферных плит. Пустота раздвига заполняется магматическим расплавом. В зонах спрединга образуется океаническая кора. Спредингу предшествует рифтинг. Современный пример перехода рифтинга в спрединг- Восточная Африка. Растяжение до 5 мм в год. Первым спрединг вёл геофизик Гидс(расширяться). Изучение океанического рифтогенеза стало возможным благодаря бурению и подводной съёмки. СОХ находится на поверхности в Исландии на протяжении 350 километров. Вулкан трещинного типа- излияние базальтовой магмы.. Основная сейсмическая и вулканическая активность острова приурочена к центральной части. Существует закономерность в размещении базальтов. Их возраст увеличивается от центральных частей к периферическим. Наклон базальтов увеличивается с глубиной. От центральных частей мощность базальтов уменьшается до выклинивания. Сам процесс извержения следующий: каждое трещинное излияние оставляло горизонтально залегающий базальтовый покров, но максимальная мощность до 10 метров. Его подводный канал, вертикальную дайку долеритов(1-3 метра). Каждое извержение оставляло 1 дайку и 1 покров. По мере напластования базальтов происходило их гравитационное проседание. Когда внедрение дайки происходил раздвиг на величину их суммарной мощности. Данные по Исландии, несмотря на их преимущества нельзя переносить на все спрединговые хребты, в виду того что здесь мощность коры достигает 40 км. Исландия расположена над мощным суперплюмом.

Спрединг в подводных СОХах.

Сведения были получены с помощью подводных аппаратов. Начало исследованиям положила в 1974-75гг группа Феймос. Азаровы острова: СОХ построен симметрично. 2 экспедиция закартировала полученный материал. СОХ разделяется на ряд сегментов. Было выяснено, что огромное влияние на морфологию и структуру СОХ оказывают скорости спрединга.

В низкоскоростных зонах(Срединно-Атлантический хребет) в каждом сегменте магматический спрединг чередовался с фазами деформационного рифтинга при котором происходили утоньшения коры на растяжении. В эти фазы образовались рифтовые долины, которые наблюдаются в пределах всех низкоскоростных СОХов.

В высокоскоростных зонах спрединга(Восточно-Тихоокеанский) рифтовые долины отсутствуют и здесь преобладает магматический спрединг.

В зонах СОХов приурочены выходы гидротерм. С этими месторождениями связано медно-колчедановые руды, Fe-Mn конкреции.

Для континентальных рифтов механизм вступает в действие на завершающем этапе развития. Поскольку мощность континентальной коры резко падает – снижается нагрузка на астеносферный выступ – нарушается термодинамическое равновесие – понижается давление, повышается температура- образуются очаги. В пределах черноморского рифта процесс начался 50 млн. лет назад, а 5 млн. лет назад этот механизм способствовал отколу аравийской плиты от африканской. Далеко не все континентальные рифты переходят в океанические, большинство заканчивают развитие на ранних этапах и сохраняются как авлакогены(ослабленные зоны в земной коре).

Формирование океанической коры в зонах спрединга, линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга, сегментация зон спрединга и трансформные разломы, продольное разрастание и перескоки осей спрединга.