Рифтові системи Землі
МІНІСТЕРСТВО
ОСВІТИ І НАУКИ
УКРАЇНИ
ВІННИЦЬКИЙ
ДЕРЖАВНИЙ
ПЕДАГОГІЧНИЙ
УНІВЕРСИТЕТ
імені Михайла
Коцюбинського
кафедра
фізичної географії
Дипломна
робота
на тему:
Рифтові
системи Землі
Вінниця –
2007
ВСТУП
Рифтогенезом
(в англомовній
літературі
рифтингом)
називають
процес горизонтального
розтягання
земної кори,
що призводить
до виникнення
в ній чи її верхній
частині дуже
протяжних,
подовжених,
морфологічно
чітко виражених
западин, обмежених
(принаймні з
однієї сторони)
і ускладнених
глибокими
поздовжніми
розломами.
Англійський
геолог Грегорі,
що описав подібні
структури
наприкінці
минулого століття
в Східній Африці,
назвав їх рифтами
(від англ. rіft -
розрив, тріщина,
щілина), а ланцюжка
з декількох
рифтів звичайно
іменують рифтовими
зонами.
Хоча лінійно
витягнуті
молоді западини,
нині відносяться
до категорії
рифтів, були
виявлені на
різних континентах
ще наприкінці
XVІІІ століття
(Байкальський
рифт) і XІ столітті
(Верхньорейнський
рифт, рифти
Мертвого і
Червоного
морів, Східної
Африки), вони
довгий час не
привертали
до себе належної
уваги геологів
і вважалися
другорядними
структурними
формами.
У минулому
столітті різка
перевага в
тектонічній
будові Землі
структур стиску
(складчастих
зон і поясів)
відносно структур
розтягання
(рифтових зон)
знаходило
природне пояснення,
тому що вважалося,
що наша планета
майже цілком
утратила внутрішні
джерела енергії,
поступово
оходжується,
зменшує свій
обсяг і в результаті
загального
стиску, що
нерівномірно
виявляється
на її поверхні
і в часі, її кора
піддається
коробленню,
зминанню й у
ній періодично
виникають
складчасті
структури й
утворюються
великі нерівності
рельєфу. Подібні
ідеї висловлювали
й обґрунтовували,
зокрема, знаменитий
англійський
фізик лорд
Кельвін, авторитет
якого серед
натуралістів
другої половини
XІ століття був
винятково
високий, і його
сучасник
великий австрійський
геолог Е. Зюсс.
Останній вважав
навіть, що обмежені
розломами
западини (грабени)
Східної Африки,
що послужили
для Грегорі
зразком (тектонотипом)
рифтовых структур,
утворилися
не в ході розтягання
земної кори,
а при загальному
стиску Землі.
Однак відкриття
на рубежі століть
явища радіоактивного
розпаду елементів
показало, що
в надрах Землі
укладені могутні
джерела термічної
енергії, і пануюча
до цього концепція
про поступовий
стиск Землі
в ході її розвитку
так звана
контракційна
гіпотеза була
більшістю
геологів поставлена
під сумнів чи
зовсім відкинута.
Із середини
XX століття
починається
систематичне
геолого-геофізичне
вивчення ложа
океанів, що
займають близько
2/3 поверхні Землі.
Це призвело
до відкриття
на їхньому дні
грандіозних,
лінійно витягнутих
зон підняттів,
розсічених
безліччю поздовжніх
і поперечних
розломів
серединно-океанічних
чи, точніше,
внутріокеанічних
хребтів загальною
довжиною більш
80 тис. км. Виявилося,
що вони просторово
пов'язані з
деякими рифтовими
зонами на
континентах,
мають подібні
з ними чи близькі
риси рельєфу,
структури,
магматизму
і геофізичних
особливостей
і, безсумнівно,
являють собою
споріднені,
хоча і набагато
більші тектонічні
утворення. У
межах внутріокеанічних
хребтів установлюються
явні ознаки
поперечного
чи близького
до поперечного
їхнього простягання
горизонтального
розширення
земної кори,
при цьому в
багато разів
переважаючого
по своїй швидкості
і загальному
масштабі її
розширення
в рифтових
зонах континентів.
На відміну від
останніх воно
виявляється
не тільки в
роздробленні,
розтяганні
й потоншенні
раніше існуючої
кори, але й у
повному її
розриві, розбіжності
блоків, що
відокремилися,
у різні сторони
і послідовне
заповнення
зяянь, що утворилися
між ними, гарячим
глибинним
магматичним
матеріалом,
що піднімається
з мантії Землі.
Прояву стиску
кори в межах
ложа океанів
на відміну від
континентів
виявилися
незначними
чи локальними.
Відкриття
грандіозного
явища розсування
ложа океанів,
що одержав
назву "спрединг"
і призвів протягом
останніх 150-170 млн.
років до виникнення
і розширення
величезних
западин Атлантичного,
Індійського
й Арктичного
океанів і відновленню
більш древньої
западини Тихого
океану, радикально
змінило уявлення
про тектонічну
будову Землі
і геодинамічні
процеси, що
відбуваються
в її верхніх
оболонках, і,
зокрема, показало,
що процеси
горизонтального
розтягання
і розширення
в її корі в масштабі
всієї планети
грають не меншу
роль, ніж процеси
її скорочення
і стиску, а на
думку деяких
дослідників
навіть перевершують
їх по своєму
глобальному
ефекті. Інтенсивність
регіонального
розвитку материкової
та океанічної
кори тепер
визначають
тектоно-вулканічні
умови, а матеріалом
живлення цього
розвитку, як
і раніше, є тільки
вивержені
вулканами або
підняті з глибини
на поверхню
тектонічними
рухами продукти
диференціації
планетарної
речовини. Порівняння
історії розвитку
та геологічної
будови материків
і ложа океану
розкриває
великі можливості
для остаточного
вирішення
проблем утворення
земної кори
й походження
океану.
В останні
десятиліття
різко зріс
інтерес геологів
до вивчення
рифтогенезу
(включаючи його
найбільш
великомасштабну
форму спрединг)
як одного з
найважливіших
тектонічних
процесів, що
впливають на
багато інших
процесів і
відбуваються
в земній корі
і на її поверхні:
формування
рельєфу, опадонакопичення,
магматизм,
утворення
родовищ рудних,
нерудних і
паливних корисних
копалин, а також
розвиток життя
на нашій планеті
[23]. У вивченні
сучасного і
новітнього
рифтогенезу
і з'ясуванні
ролі рифтогенезу
і його еволюції
в історії Землі
в останні роки
були досягнуті
значні успіхи.
Разом з тим
виникли дискусії
щодо розуміння
загальних
закономірностей
і тенденцій
у розвитку
Землі і місця
рифтогенезу,
спредингу і
сполучених
з ними процесів
у її еволюції.
РОЗДІЛ 1.
Сьогодні
загальновизнаним
є той факт, що
континенти
й океанічне
дно це окремі
плити, що переміщаються
по поверхні
мантії відносно
одна одної
(Мал.1.). Даний
процес відомий
за назвою тектоніка
плит і описує
структурні
особливості
земної кори.
Термін "тектоніка"
буквально
означає "утворення"
[2].
Плити являють
собою переважно
тверді блоки,
що складаються
з земної кори
і верхньої
твердої частини
мантії, іншими
словами літосфери.
Під твердою
мантією знаходиться
астеносфера
пластична
чи напіврозплавлена
частина мантії,
що залягає на
глибині між
100 км і 200 км від
земної поверхні.
Існує приблизно
15 великих плит
і велика кількість
малих [24]. Їх
співвідношення
визначаються
трьома основними
типами меж –
дивергентними,
конвергентними
і трансформними.
Дивергентні
межі розташовані
між двома
літосферними
плитами, що
віддаляються
в протилежних
напрямках. В
океані плити
розділені
океанічними
хребтами.
Серединно-океанічні
хребти мають
вигляд підводних
гір. Гребені
їх, місцями
піднімаються
на глибину 1000
2000 м від рівня
води. Підніжжя
гір занурені
на 3000 6000 м.
Найвищі
частини Серединних
океанічних
хребтів часто
піднімаються
над рівнем
океану, утворюють
гористі острови
та острівні
дуги. На гребенях
підводних
базальтових
гір осадочних
порід або зовсім
нема, або покрив
їх незначний
потужністю
1 2 м.
Серед
складу осадків
переважає
вапнистий мул
з мікроскопічних
черепашок-отвірниць,
наверстування
вулканічного
попелу та
піщано-уламкові
відклади, які
поширені
переважно на
схилах глибоких
западин.
Серединно-океанічні
хребти виявлені
в усіх океанах.
Вважають, що
вони утворюють
єдину глобальну
систему і становлять
найважливішу
рису підводного
рельєфу Землі.
Як правило, в
СОХ виділяють
їх осьову зону
та фланги. Для
осьової частини
характерні
вузькі улоговини
рифтові
долини (рифти),
які
приурочені
до розломів
тієї ж протяжності,
що й хребти, і
в залежності
від швидкості
спредингу ,
мають різну
морфологію.
Спрединг
(рифтогенез)
– це найбільш
великомасштабна
і зріла форма
горизонтального
розсування
земної. Утворені
в процесі спредингу
тектонічні
зони, виражені
в рельєфі
грандіозними
підводними
внутріокеанічними
рифтовими
хребтами, займають
велику частину
площі дна океанів
біля половини
поверхні Землі
(Мал. 2.). У сукупності
вони утворюють
світову систему
спредингових
структур. Її
головними
елементами
є майже безупинне
кільце субширотних
спредингових
зон, що облямовують
Антарктиду,
і чотири субмеридіональних
спредингових
пояса: Атлантичний,
Індоокеанський,
Західно- і
Східно-Тихоокеанський
[21], що відходять
від нього до
півночі приблизно
на рівній кутовій
відстані один
від одного.
Мал.
2. Поширення
кайнозойських
континентальних
рифтових зон
і систем і океанічних
спредингових
поясів Землі.
1
- внутріокеанічні
спредингові
пояса; 2 - Західно-Тихоокеанський
кінцево-океанічний
спрединговый
пояс; 3 - активні
осьові зони
спредингових
поясів і їх
найбільші
трансформні
розломи; 4 - відмерлі
осьові зони
спредингових
поясів; 5 - континентальні
рифтові зони
і системи; 6 -
стабільні ядра
континентів
- древні платформи;
7 - рухливі пояси
різного віку
в межах континентів
і їхніх окраїн;
8 - області дна
океанів поза
кайнозойських
спредингових
поясів переважно
з мезозойською
корою океанічного
типу.
Біля
екватора ці
пояси різко
коліноподібно
відхиляються
до заходу, а
потім продовжують
випливати в
північному
напрямку, поступово
звужуються,
вироджуються,
підставляючись
по простяганню
сучасними
міжконтинентальними
рифтовими
зонами. (Аденська,
Червонономорська,
Каліфорнійська)
і далі внутріконтинентальними
рифтовими
зонами і рифтовими
системами і,
нарешті, загасають.
На відміну від
інших океанічних
спредингових
поясів недавно
виявлений [21]
Західно-Тихоокеанський
пояс в основному
протягається
через виниклі
в ході спредингу
глибоководні
западини морів
на західній
окраїні цього
океану.
Основними
елементами
внутріокеанічних
спредингових
хребтів у поперечному
розрізі є вузька
гребенева зона,
на більшій
частині свого
простягання
ускладнена
осьовою рифтовою
долиною, і широкі
(від кількох
сотень до кількох
тисяч кілометрів)
флангові зони,
що знижуються
до підніж цих
хребтів. В осьовій
зоні нині
відбувається
процес розсування
літосферних
плит з напівшвидкістю
від 1 до 10 см у рік
і формування
нової океанічної
кори за рахунок
розплавленого,
але поступово
остигаючого
магматичного
матеріалу, що
піднімається
з верхньої
мантії і заповнює
порожнину, яка
утворюється.
Верхні частини
розрізу цієї
зони складають
лави підводних
базальтових
виливів з їхніми
вулканічними
центрами і
магматичними
каналами (дайками),
нижню магматична
камера, яка в
процесі охолодження
і застигання
поступово
набуває вигляду
складно розшарованого
інтрузивного
тіла з основних
і ультраосновних
порід.
Широкі флангові
зони у відносно
піднятих приосьових
частинах спредингових
хребтів ускладнені
поздовжніми
грядами, складеними
базальтовими
лавами, і міжгрядовими
зниженнями,
що утворилися
на більш ранніх
стадіях тривалого
процесу розсування
і новоутворення
океанічного
дна. По мірі
віддалення
від гребеневої
зони первинна
вулканічна
поверхня флангових
зон поступово
ховається під
океанічними
відкладами,
товщина яких
стає усе більш
могутньою,
починається
з усе більш
древніх шарів
і відповідно
підстилається
більш древніми
базальтовими
покривами.
Зниження поверхні
внутріокеанічних
хребтів до
їхньої периферії
пояснюється
поступовим
охолодженням
і відповідно
збільшенням
щільності і
зменшенням
обсягу різновікових
магматичних
комплексів,
що формувалися
на різних стадіях
процесу спрединга
по мірі їхнього
віддалення
від активної
гребеневої
зони.
Характерною
рисою структури
спредингових
океанічних
хребтів, що
відрізняє їх
від рифтових
зон континентів,
є наявність
гребеневих
і флангових
зон. Морфологічно
вони можуть
бути виражені
у вигляді вузьких
жолобів, чи
уступів вузьких
гребенів, а в
плані спостерігається
стрибкоподібний
зсув по цих
розломах осьової
зони й одновікових
елементів
флангових зон
у суміжних
сегментах
спредингових
хребтів, що
створює ілюзію
їхнього наступного
відносного
переміщення
по зрушенню
(мал. 2). У дійсності,
трансформні
розломи являють
собою відносно
древні тектонічні
структури, що
розділяли
сегменти цих
хребтів, а осі
спредингу в
останніх не
продовжувалися
безупинно в
сусідні сегменти,
але з моменту
закладення
знаходилися
в них на відстані
від декількох
до кількох
сотень кілометрів
один від одного.
Результати
глибоководного
буравлення
і геофізичних
досліджень
показують, що
на деяких ділянках
внутріокеанічних
рифтовых хребтів
процес спрединга
почався ще в
пізньоюрську
епоху (близько
160-140 млн. років
тому ), але по
більшій частині
в ранньокрейдову
(між 140-100 млн. років
тому ) чи пізньокрейдову
епоху (100-65 млн.
років тому ) і
продовжувався
протягом усього
кайнозою. На
відміну від
континентального
рифтогенезу,
що проявився
окремими
переривчастими
імпульсами,
спрединг відбувався
майже безупинно,
але в часі швидкість
його неодноразово
змінювалася.
Найбільш висока
середня швидкість
спрединга була
в пізньокрейдову
епоху, а в кайнозої
вона в цілому,
хоча і з коливаннями
поступово
знижувалася,
але в останні
10 млн. років знову
помітно зросла.
Згодом положення
осей зон спрединга,
які активно
розвивалися,
також трохи
змінювалося,
деякі з них
відмирали
(наприклад,
зони спрединга
Лабрадорського
і Тасманового
морів), інші,
навпаки, поступово
подовжувалися,
як би проростали
по простяганню,
треті стрибкоподібно
зміщувалися
убік паралельно
своєму первісному
положенню,
четверті змінювали
своє орієнтування.
Особливо різкі
перебудови
тектонічного
плану активних
зон спрединга
спостерігалися
в Індоокеанській
області.
Процес спрединга
може починатися
в регіонах, що
спочатку мали
як континентальну,
так і океанічну
кору. Так, у другій
половині мезозою
існуючий тоді
єдиний гігантський
суперконтинент
Пангея розколовся
на кілька великих
уламків нинішніх
континентів,
між якими в
результаті
тривалого
спредингу
утворилися
западини сучасних
Індійського,
Атлантичного
і Північного
Льодовитого
океанів. При
цьому спредингу
безпосередньо
передувало
і частково
супроводжувало
його початкової
стадії широкий
розвиток
континентальних
рифтових зон
і рифтових
систем (головним
чином юрських
і ранньокрейдових),
фрагменти яких
збереглися
в межах північно-західної
окраїни Європи,
Африки, Південної
Америки, Індостану,
Австралії й
Антарктиди.
У цих регіонах
у ході свого
розвитку деякі
внутріконтинентальні
рифтові зони
перетворилися
в міжконтинентальні
ембріональні
спредингові
зони, а останні
надалі у спредингові
пояси океанів.
Однак у межах
Тихого океану,
ложе якого, на
думку більшості
дослідників,
як величезний
регіон з корою
океанічного
типу існує
принаймні з
палеозою, тобто
більш 0,5 млрд.
років, а може
бути, і 1 млрд.
років, а сучасні
спредингові
пояса які стали
формуватися
лише в другій
половині чи
наприкінці
мезозою, тобто
не раніш 170-150 млн.
років тому,
процесу рифтогенеза,
що переросли
у великомасштабний
спрединг, очевидно,
піддалася більш
древня кора
океанічного
типу. Спредингові
пояса, безсумнівно,
мають дуже
глибокі корені,
що ідуть у глиб
усієї верхньої
мантії (до глибин
600-700 км), а частково
й у нижню мантію,
а їхній розвиток,
імовірно,
контролювалося
процесами, що
відбуваються
у верхньому,
рідкому ядрі
і на границі
ядра і мантії
Землі (2900 км). Результати
новітніх
сейсмотомографічних
досліджень,
що дозволяють
просвічувати
надра Землі
аж до поверхні
ядра, показали,
що під усіма
спрединговими
поясами верхня
мантія, а під
деякими з них
також нижня
мантія чи її
верхня частина
характеризуються
аномально
зниженими (для
відповідних
глибин) швидкостями
проходження
сейсмічних
хвиль, що вказують
на знижену
щільність і
підвищені
температури.
Це дозволяє
припускати
під цими поясами
висхідні потоки
тепла і глибинного
матеріалу.
Недавно було
встановлено,
що частота
інверсій полярності
геомагнітного
поля, що генерується
в зовнішньому,
рідкому ядрі
Землі і на його
границі з мантією
й в основному
залежить від
процесів, що
відбуваються
в них, [11], у часі
істотно варіювала
[16], і ці зміни,
принаймні
протягом останніх
180 млн. років, добре
корелюються
з глобальними
змінами інтенсивності
спрединга,
континентального
рифтогенеза,
базальтового
вулканізму
і деформацій
стиску в земній
корі, а також
з евстатичними
коливаннями
рівня Світового
океану, що відбивають
зміни форми
його дна і земної
поверхні в
цілому [16, 17]. Виявилося,
що фазам частішання
геомагнітних
інверсій, тривалість
яких не перевищує
1-2 млн. років,
відповідають
у часі фази
уповільнення
спрединга,
припинення
рифтогенеза,
ослаблення
базальтових
виливів, посилення
деформацій
стиску і короткочасних
фаз досить
різкого (до
50-100 м) падіння
рівня Світового
океану. Навпаки,
фазам, що відрізняються
більш рідкими
геомагнітними
інверсіями
чи їхньою повною
відсутністю
(тривалістю
від 1-2 до 10- 20 млн.
років), відповідають
глобальні фази
прискорення
спрединга,
активізації
континентального
рифтогенеза,
базальтового
вулканізму,
ослаблення
деформацій
стиску і підйому
рівня Світового
океану. Таким
чином, можна
припускати,
що інтенсивність
спрединга і
континентального
рифтоутворення
в часі в кінцевому
рахунку контролюється
ходом процесів,
що протікають
у самих глибинних
частинах Землі.
Безперечні
свідчення
спрединга
океанічної
кори в масштабі,
подібному тому,
у якому він
виявлявся в
останні 150 млн.
років, у більш
древні епохи
історії Землі
відсутні, більш
того, поки достовірно
невідомі навіть
порівняно
невеликі ділянки
більше древньої,
тектонічно
не деформованої
океанічної
кори. Однак це
не означає, що
спрединг у
більш ранні
епохи не мав
місця. Навпроти,
у внутрішніх
зонах рухливих
(геосинклінальних)
поясів Землі,
принаймні
протягом останнього
мільярда років,
неодноразово
відбувалися
процеси розсування
континентальної
кори і утворення
глибоководних
басейнів з
корою океанічного
чи близького
до нього типу,
однак час їхнього
існування, як
правило, не
перевищував
десятки чи
сотні мільйонів
років, оскільки
спрединг у них
швидко припинявся,
і континентальні
блоки знову
починали зближатися
і зрештою майже
чи стулялися
навіть насувалися
один на одного,
а комплекс, що
заповнював
зону розсування,
ультраосновних,
основних, а
вгорі також
глибоководних
осадових порід
кори океанічного
типу (офіолітова
асоціація)
піддавався
сильному
горизонтальному
стиску, тектонічному
розлінзуванню,
перетиранню
і часто також
насувався на
один з її бортів.
Питання про
первісну ширину
подібних офіолітових
зон у момент
їхнього максимального
розкриття
викликає гострі
дискусії. Частина
дослідників
припускають,
що їхня ширина
не перевищувала
десятків чи
кількох сотень
кілометрів
(подібно сучасним
зародковим
зонам спрединга
в осьовій частині
Червоного моря
і глибоководних
западин деяких
окраїнних
морів), інші ж
допускають,
що вона могла
досягати декількох
тисяч кілометрів
і не уступала
ширині спредингових
поясів Індійського
й Атлантичного
океанів, і вважають,
що подібні їм
басейни з корою
океанічного
типу могли
існувати принаймні
вже не менш 1
млрд років
тому. Однак
таке припущення
викликає великі
сумніви, оскільки
на відміну від
недовговічних
зон з корою
океанічного
типу, що виникали,
а потім закривалися
в геосинклінальних
поясах, западини
сучасних Атлантичного
й Індійського
океанів існують
уже більш 150 млн.
років, а спрединг
у них не тільки
не припинився
і тим більше
не перемінився
зближенням
їхніх бортів,
але навіть
підсилився
в останні 10 млн.
років. Крім
того, породи
офіолітових
зон і кори сучасних
океанів трохи
розрізняються
петрохімічно.
Більш імовірно,
що величезні
спредингові
пояси сучасних
океанів, хоча
і являють собою
тектонічні
структури,
родинні спрединговим
зонам геосинклінальних
поясів і континентальним
рифтовим зонам
і рифтовим
системам, разом
з тим відрізняються
від них за своїми
розмірами,
масштабом
розширення
і розсуванням
кори на ранніх
стадіях розвитку,
геологічному
часу появи і
тривалості
розвитку структур
кожного з цих
типів: проторифтові
зони континентів,
що випробували
наступний
стиск, виникли
уже 2,5-2 млрд. років
тому, перші
континентальні
рифтові зони,
які не піддалися
значному пізнішому
стиску (авлакогени),
близько 1,5-2 млрд.
років тому,
перші офіолітові
спредингові
зони в геосинклінальних
поясах з помірним
масштабом
розсування
континентальних
блоків і їхньою
наступною
колізією
близько 1 млрд.
років тому і,
нарешті, величезні
по довжині і
масштабу триваючого
і сьогодні
розсування
кори спредингові
пояса в більшості
сучасних океанів
- близько 150 млн.
років тому , а
в області Тихого
океану, трохи
раніше. Це не
виключає того,
що спрединг,
що протікає
в сучасних
океанах, у
майбутньому
припиниться
і навіть може
перемінитися
зближенням
їхніх континентальних
блоків.
У формуванні
океанічної
кори визначальну
роль відігравав
вулканізм. Кора
сучасних океанів
молода і була
утворена протягом
мезозой-кайнозойського
часу. В основі
процесу формування
океанічної
кори лежать
два взаємопов’язаних
механізми:
надходження
розплавів
толеітових
базальтів з
астеносфери
на поверхню
Землі в рифтових
зонах серединно-океанічних
хребтів і спрединг,
який обумовлює
це надходження.
Причина обох
процесів
конвективні
потоки в мантії.
Наявні геологічні
і геофізичні
дані привели
до побудови
тришарової
моделі океанічної
кори: відклади
(від 0 до 1 км); толеітові
базальти (до
3-4 км); шар зі швидкостями
подовжніх
сейсмічних
хвиль 6,4-7 до м/с.
Можна припускати,
що цей шар формується
лайковим комплексом
і представлений
гарбовими
породами, що
утворилися
шляхом розкристалізації
розплавів
толеітових
базальтів.
Нижньою границею
цього шару
служить границя
Мохоровичича,
на якій швидкості
подовжніх
сейсмічних
хвиль скачко
подібно збільшуються
до значень
7,9-8,2 км/с.
Підстилає
океанічну земну
кору надастеносферний
шар верхньої
мантії, що разом
з земною корою
формує літосферні
плити. Дайковий
комплекс нижнього
шару океанічної
земної кори
збагачений
важкими мінералами,
продовжується
в літосфері
аж до астеносфери.
Як уже відзначалося,
сумарна швидкість
розсування
літосферних
плит по обидва
боки від осей
серединно-океанічних
хребтів складає
від 2-6 до 14-16 см/рік
[15]
На початку
геологічної
історії вулканізм
на Землі був,
повсюдним. У
результаті
його проявів
уся Земна куля
покрилася
базальтовою
корою. Базальтова
поверхня Землі
була подібна
до сучасної
поверхні Місяця
або Марса, на
яких материкова
кора не утворювалася
через недостатню
кількість
вільної води.
По мірі поглиблення
процесу диференціації
речовини мантії
та, ймовірно,
дальшого охолодження
планети глобальний
площинний
вулканізм
слабшав, поступово
змінювався
на центральні
і тріщанні
виверження.
Активна вулканічна
діяльність
зосереджувалась
у місцях слабини
та деформацій
земної кори,
зумовлених
тектонічними
рухами. Тектоно-вулканічні
утворення такі,
як підняття,
розломи, тріщини
та пов'язані
з ними вулкани,
стали найважливішими
структурними
формами океанічної
земної кори.
Свій визначальний
стан ці структури
зберігають
і в сучасних
умовах дна
океану.
Головну
особливість
базальтового
шару земної
кори становить
висока питома
вага та велика
щільність
гірських порід,
з яких він
складається.
Різноманітність
порід базальтової
кори незначна,
складаються
вони зі сполук
небагатьох
хімічних елементів
і важких мінералів.
Переважають
основні сполуки
магнію, кальцію,
калію (табл.
1)[8].
Таблиця 1.
Склад порід
океанічної
земної кори,
%
| Сполуки-окиси |
|
|
|
|
|
| Кремнію
Sі02 |
43,60 |
50,00 |
40,49 |
47.96 |
51,08 |
| Титану
Ті02 |
0,72 |
1,29 |
0,02 |
2,02 |
1,03 |
| Алюмінію
А12О3 |
4,72 |
16,48 |
0,86 |
15,39 |
17,28 |
| Заліза
Fе203 |
4,62 |
4,22 |
2,84 |
5,75 |
4,27 |
| Заліза
FеО |
8,01 |
6,80 |
5,54 |
5,85 |
7,42 |
| Марганцю
МnО |
0,14 |
0,23 |
0,16 |
0,18 |
7,53 |
| Магнію
МgО |
24,80 |
6,30 |
46,32 |
6,31 |
4,52 |
| Кальцію
СаО |
12,20 |
9,75 |
0,70 |
8,77 |
10,55 |
| Натрію
Na2O |
0,73 |
2,7 |
0,101 |
3,32 |
2.08 |
| Калію
К2О |
0,38 |
1,24 |
0,04 |
1,64 |
0,68 |
| Вода
Н2O |
0,60 |
1,17 |
2,88 |
|
0,64 |
| Фосфору
Р2О5 |
0,21 |
0,36 |
0,05 |
0,45 |
|
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