6.4 Геофизические характеристики
По геофизическим данным мощность коры под рифтовыми зонами уменьшается, соответственно поднимается поверхность Мохоровичича, которая в этих зонах является зеркальным отражением наземного рельефа. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30 -35 км., под Рейнским – до 22 – 25 км., под Кенийским – до 20 км. Местами мощность коры снижается до 13 км., а под осевой частью долины появляется кора океанического типа. Близость разогретой астеносферы, вулканизм, повышенная проницаемость, нарушенния коры разломами выражаются в геотермическом поле. Тепловой поток в рифтовых зонах резко повышен. По данным магнитотеллурических методов высока электропроводность пород в астеносферном слое. В гравитационном поле фиксируются отрицательные аномалии в редукции Буге, поскольку породы мантии разуплотнены. Положительные аномалии характерны для тел основных и ультраосновных магматических пород.
6.5 Механизмы рифтогенеза
По физическим моделям образование рифтов связано с концентрацией растяжений в узкой полосе, где происходит уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая « шейка », вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с замещением корой океанического типа.
7 Океанический рифтогенез (спрединг)
Основу спрединга составляет раздвиг путем «магматического расклинивания» и может развиваться, как прямое продолжение континентального рифтогенеза. Но в Индийском и Тихом океанах рифтовые зоны закладывались сразу на океанической литосфере в связи с перестройкой движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон. Наиболее ярко спрединг океанического дна можно наблюдать в Исландии, где над уровнем океана выступают на поверхность породы Срединно-Атлантического хребта. Современная тектоническая и вулканическая активность сосредоточены в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты приурочены к их осевой части. Дальше от центра извержения базалты имеют возраст 0,7 – ;млн. лет, а еще дальше – 16 млн.лет. Каждый последующий покров базальтов мощностью до 10 метров лежит горизонтально, а его подводящий канал – это вертикальная дайка долерита шириной от 1 до 3 м., ориентированная вдоль рифтовой зоны. По мере накопления платобазальтов происходит их проседание. Мощность океанической коры здесь значительно больше обычной и достигает 40 км. Сторонники концепции тектоники литосферных плит [7] объясняют это тем, что якобы под Исландией существует и действует « мантийная струя» которая постоянно наращивает кору, поставляя все новые порции платобазальтов ( «горячая точка»)
8 Главные структуры океанов [7]
В составе земной коры выделяются два типа главных структур: континенты (материки) и океаны. В литосфере выделяются литосферные плиты, в состав которых включаются как континенты, или их части, так и океаны, резко отличающиеся глубинным строением, составом, мощностью слоев земной коры, особенностями тектонического развития, различным составом мантии в различных ее частях. В пределах мирового океана выделяются две различных по своему строению и площади области:
1) область шельфа и материкового склона;
2) область ложа мирового океана.
Первая – это подводная окраина континентов, она отличается континентальным строением земной коры ( в ней сохраняется, хотя и в утоненном виде, континентальная кора с ее гранитным слоем ). Главная и важнейшая граница между континентом и океаном – подножие материкового склона. Океаническое дно занимает 75 % площади Мирового океана. В его рельефе выделяются основные структуры: с р е д и н н о-о к е а н и ч е с к и е х р е б т ы , в у л к а н и ч е с к и е о с т р о в а, в а л ы , п о д н я т и я, п о д в о д н ы е р а в н и н ы, г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а.
Для срединноокеанических хребтов характерна повышенная тектоническая активность, вулканизм, мелкофокусные землетрясения, высокий тепловой поток. Главными тектоническими структурами срединных хребтов являются центральные понижения – грабены, ограниченные глубинными разломами, рифтовые зоны и пересекающие их поперечные зоны глубинных разломов (от 50 до 300 км.) , названные т р а н с ф о р м н ы м и. Некоторые вершины хребтов возвышаются над уровнем океана, образуя острова (Исландия, Азорские острова и др).
Срединноокеанические хребты сложены в основном базальтами. Осадочный слой на них отсутствует или имеет очень малую мощность, но в трансформных разломах может достигать нескольких сотен метров. Из рифтовых зон и трансформных разломов драгированием подняты обломки ультраосновных пород, что говорит о непосредственном выходе пород мантии. В рифтовых зонах проявляется спрединг, сопровождаемый выплавлением базальтовой магмы и наращиванием океанического дна за счет вновь образованной молодой океанической коры. Это подтверждается следующим:
вдоль срединноокеанических хребтов выявлены магнитные аномалии в виде чередования полос различной интенсивности и полярности, симметрично расположенные по обе стороны от хребта. Эти аномалии создаются одновозрастными базальтами дна, и чем ближе к хребту, тем базальты моложе;
по данным глубоководного бурения установлено, что мощность осадочной толщи закономерно и симметрчно увеличивается в направлении от оси хребта к континенту от 0 до 2 км. Явления спрединга реально наблюдаются на дне Красного моря.
Глубоководные желоба, вулканические дуги и окраинные моря. Все вместе они образуют с и с т е м у о с т р о в н ы х д у г, которые рассматриваются как современные геосинклинальные пояса. Островные вулканические дуги состоят из вулканов, сложенных вулканогенными породами андезитового состава и мелководными рифовыми известняками. Возраст пород – кайнозойский. Главная черта островных дуг – очень высокая сейсмичность.. Именно здесь проявляются самые глубокофокусные землетрясения. Центры землетрясений располагаются в узкой, до100 км. зоне, уходящей наклонно от глубоководных желобов под островные дуги, и называемые зоной Вадати – Заварицкого – Беньофа. Эта зона представляет собой систему грандиозных сколов, разделяющих островные дуги и глубоководные желоба. Прослеживается она до глубины 200 км., наклон 45градусов.
Окраинные моря находятся в тылу островных дуг, тип коры континентальный, но имеются глубокие котловины (до 5км.) с океаническим типом коры, заполненные мощными осадками. Эти котловины обладают повышенным тепловым потоком.
Абиссальные равнины ( океанические платформы ) тектонически пассивны .
Тихий океан, в отличие от других, окружен кольцом островных дуг и складчатыми областями. Прибрежная часть океана почти повсеместно является тектонически активной областью, представляя собой геосинклинальные системы. Исключение составляет только окраина Атлантики. Наиболее древним является Тихий океан, возникший еще в докембрии. В составе осадков, слагающих его дно, не обнаружены осадки, древнее юрских. Такого же возраста и базальты, подстилающие эти осадки. Более древняя кора, по мнению мобилистов, поглощена в зонах субдукции. В строении более молодых океанов проявляется структура, при которой видно, что их впадины наложены на структуры ограничивающих их континентов и впадина срезает самые различные по времени образования. Начало раскрытия современных впадин Индийского и Атлантического океанов относится к юрскому периоду, северного Ледовитого – к концу юрского – началу мелового периодов.
9 Главные структуры континентов
Континенты в разных их частях сложены по разному. В одних случаях слагающие их породы смяты в складки и складчато-надвиговые структуры, разбиты сбросами, метаморфизованы, включают интрузии различного состава. К таким частям континентов относятся горно-складчатые хребты и массивы. В других районах континентов распространены горизонтально залегающие неметаморфизованные толщи осадочных или вулканогенных пород и лишь под ними обнаруживаются дислоцированные складчатые метаморфические и магматические комплексы пород. Это позволяет разделить структуру земной коры на три типа: геосинклинальные пояса, орогены и материковые платформы.
9.1 Геосинклинальные пояса
Это обширные линейно вытянутые структуры большой протяженности (от 10 до 20 км ), ограниченные глубинными разломами, отличающиеся на протяжении всей истории своего развития высокой подвижностью, проницаемостью, и накоплением мощных толщ осадков. Геосинклинальные пояса зарождаются вдоль активных континентальных (океанических) окраин, но могут формироваться и на основе континентальных рифтовых зон.
Различаются два типа океанических ( континентальных ) окраин: активный (тихоокеанский) и пассивный ( атлантический ), характерный для всех остальных океанов. На активных окраинах переход океана к континенту резкий, здесь располагаются глубоководные впадины и желоба, островные дуги с активным вулканизмом. Пассивные окраины этих черт лишены и в них переход от континента к океану более плавный и постепенный.
