30. Происхождение рифтовых зон: пассивный и активный механизм заложения.

Геолого-геофизические данные о строении и современной активно­сти континентальных и океанских рифтов обнаруживают проявление двух главных механизмов рифтогенеза: деформационного, при котором растяжение реализуется разрывными и вязкими деформациями коры в сравнительно узкой полосе с уменьшением ее мощности и образовани­ем «шейки» и механизма гидравлического расклинивания, при котором активная роль принадлежит базальтовой магме, раздвига­ющей породы земной коры в направлении растягивающих напряжений.

Деформационный рифтогенез. Растяжение в рифтах происходит посредством сбросовых смещений. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и выполаживаются в своей нижней части, становятся листрическими. + локальное утонение литосферы под действием растягивающих напряже­ний с образованием симметрично построенной рифтовой зоны.

Б. Вернике (1981) предложил модель, учитывающую асимметрию многих рифтов. Два механизма деформационного рифтогенеза, соот­ветствующие двум разным геологическим типам рифтов (симметрич­ному и асимметричному), сходны в основах построения моделей, они совместимы и могут действовать рядом в единой зоне растяжения лито­сферы.

Механизм гидравлического расклинивания. При наличии на глуби­не очагов базальтовой магмы - иной механизм рифтогенеза. Быстрый подъем базальтовой магмы к поверх­ности, его обеспечивает расклинивающий эффект, который оказывает магма на породы земной коры. Характерны особенности линейных даек. Как пра­вило, они внедрены по вертикальным трещинам

Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют процесс об­разования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жидкости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее напряже­ние в породе.

Таким образом, при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания слоев земной коры под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагне­тание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород.

Оба механизма рифтогенеза — деформационный и гидравлический — участвуют в формировании как континентальных, так и океанских рифтов, но в первом случае доминирует деформационный, во втором — гидрав­лический механизм. Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) проявление обоих механизмов в одной рифтовой зоне.

31. Асимметричные хребты.

Ведущая роль отводится крупному пологому (10-20°) вязкому сбросу, смещающему всю литосферу и контролирующему динамотермальный метаморфизм: соответствующие метаморфические комплексы обнажаются при дальнейшем сбросовом смещении или выступают на по­верхности в куполообразных структурах — так называемых метаморфи­ческих ядрах. По мере растяжения висячее крыло осложняется ступенча­той системой листрических сбросов, в то время как на другом крыле все больше обнажается пологая зона главного сброса с ее метаморфитами. Здесь утонение литосферы определяется рассекающим ее пологим сбросом, и оно получается максимальным не под осевой частью рифта, а под висячим крылом. Кроме того, оно проис­ходит здесь за счет смещения в сторону тяжелой мантийной части разре­за, поэтому средняя плотность самой утоненной литосферы получается низкой. Эта легкая литосфера изостатически поднимается, под ней при­ближается к поверхности астеносферный выступ, а над ним, на припод­нятом висячем крыле рифта, проявляется вулканизм. Подобная асиммет­рия хорошо известна в Восточно-Африканском поясе, вдоль которого чередуются рифты с относительно приподнятым западным и восточным крылом. В дальнейшем термально-обусловленные опускания несколько сглаживают изначальный тектонический рельеф, так как они определя­ются утонением литосферы и поэтому максимальны под приподнятым крылом рифта.

33, высоко и низкоскоростные зоны спрединга.

Быстрые :

Наличие магматических камер, линзы под неовулканической зоной, м= 200 м, период излияния 100тни лет – щитовые вулканы –покровные лавы

Трубовые лавы

Канатные лавы

Лопостные – по неровным поверхностям, уступам

Захороняется вода-пар-пустотелые колонны

ЛАВЫ ПОРФИРОВЫЕ-не успевают дифференцироваться

Гидротермы

Чётко выражена морфология осевого гребня

34. Зоны трансформных разломов.

Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Рифтовые зоны океана разбиты многочисленными поперечными разломами. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов — особого кинематического типа раз­рывов со сдвиговым смещением, которые переносят, трансформируют горизонтальное движение литосферы от одной активной границы (дивер­гентной или конвергентной) к другой. Трансформные раз­ломы рифтовых зон соответствуют типу «хребет — хребет», т. е. снимают горизонтальные напряжения между двумя отрезками рифтовой зоны. На некоторых отрезках Срединно-Атлантического хребта они следуют через каждые 100-50 км и даже чаще.

Причины накопления напряжений между сегментами срединно-океанского хребта связаны с неравномерностью спрединга. Вдоль хребта меняется его скорость, симметричный спрединг может соседствовать с асимметричным.

Во всех случаях такие трансформные разломы вторичны по отно­шению к рифтогенному раздвигу, и это определяет свойственное им на­правление горизонтальных перемещений. Например, сочленение двух сегментов Срединно-Атлантического хребта по трансформному разлому Чарли — Гиббс имеет вид левостороннего сдвига, в то время как реальное смещение на активном отрезке между раскрывающимися рифтовыми долинами правостороннее.

Если в ходе спрединга происходит незначительная переориентиров­ка движения расходящихся литосферных плит, т. е. угол между направ­лением их раздвига и простиранием рифтов отклоняется от прямого, то появляется компонента движения, перпендикулярная трансформному разлому. В зависимости от геометрических соотношений это порождает в зоне разлома или сжатие, или растяжение («транспрессию» или «транстенсию»). В первом случае нарушается свободное скольжение, наблюдаются деформации сжатия и поднятие, выраженное в подводном рельефе. Во втором случае происходит раздвиг, образование расщелин с крутыми обрывистыми склонами, с поднятыми из глубины тектониче­скими клиньями серпентинизированных перидотитов мантии и с повы­шенным тепловым потоком. Ярким примером служит расщелина вдоль разлома Романш в Экваториальной Атлантике.

Широко известен и детально изучен разлом Сан-Андреас в Калифорнии — континентальный отрезок трансформной границы Тихоокеанской и Северо-Американской литосферных плит со смещением типа «хребет —хре­бет» между спрединговыми системами хребта Горда и Калифорнийского залива. На канадском отрезке границей тех же двух плит служит разлом Королевы Шарлотты — трансформная система типа «хре­бет — дуга». Алеутская зона субдукции демонстрирует другой случай, когда определяющую роль играет кривизна дуги в сочета­нии с направлением субдукции: вдоль дуги с востока на запад субдукция становится все более косоориентированной и, наконец, у Командорских островов переходит в трансформное смещение

35. Система линейных магнитных аномалий.

Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. Еще в 60-х гг. прошлого века изучение характерных для океанской коры линейных магнитных аномалий (с чередованием прямой и обратной полярности) обнаружило ряд закономерностей:

1. линейные аномалии следуют параллельно сейсмически и магматически активной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично

2. в любой активной рифтовой зоне Мирового океана опознается одна и та же последовательность аномалий, повторяются характерные осо­бенности каждой аномалии. Поэтому были приняты порядковые номера

3. расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зо­нах может быть различным. Оно не остается постоянным и при просле­живании вдоль одной и той же протяженной зоны;

4. в некоторых случаях симметрия системы линейных аномалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую — разреженно.

При кристаллизации базальтовой магмы в зоне раздвига термоостаточ­ная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные харак­теристики. По мере своего формирования океанская кора отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте, записывает вариации гео­магнитного поля, в том числе инверсии его полярности. Поскольку на­ращивание происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дублирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между одно­именными аномалиями на разных пересечениях варьирует в зависимо­сти от скорости спрединга. По этой же причине оно может различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спрединг развивается бы­стрее, чем в другую.

И можно определять скоро­сти спрединга по расстоянию между аномалиями при условии датирова­ния этих аномалий. Были использованы успехи магнитостратиграфии вулканических и осадочных пород континентов, поскольку и спрединг, и напластование слоистых толщ дают запись одних и тех же вариаций гео­магнитного поля, хотя и развернутую в первом случае по горизонтали, а во втором — по вертикали.

В 1966 г. появилась магнитохронологической шкала А. Кокса (4,5 млн лет. ). Скорости спрединга варьируют от долей сантиметра до 15-18 см/год.

Максимальные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском поднятии от 13 до 23° ю. ш. Полная скорость раздвига литосферных плит на дивергентной границе вдвое больше скорости спрединга. (т.к. движение в разные стороны). По мере уточнения датировки линей­ных аномалий дна выявляются все более подробные сведения о том, как изменялась во времени скорость спрединга на том или ином отрезке срединно-океанского хребта.

Линейные магнитные аномалии — это изохроны океанской коры, что полностью подтвердилось при глубо­ководном бурении.

36. Различают два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного пред­ставления о первичности зародившегося на глубине восходящего тока астеносферного вещества, который поднимает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальным и океанским рифтогенезом. Лока­лизация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез. Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил на литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния. Рифтогенез начнется, если обусловленные внешними силами горизонтальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки, чтобы произошло растяжение и уменьшение мощности литосферы в какой-то благоприятно ориентированной ослабленной зоне. В результате под линейной зоной растяжения формируется характерный для рифтовых зон глубинный механизм, поддерживающий дальнейшее разрастание рифта и питающий его магматизм. При пассивном рифтогенезе локализация рифтовой зоны предопределяется механической неоднородностью литосферной плиты, размещением зон, способных воспринять наведенные извне тектонические напряжения. Поскольку при таком заложении рифтовая зoнa трассируется изби­рательно, по ослабленным зонам, то нередко раскол проходит через го­рячие точки как участки, прогретые мантийной струей. Пассивное заложение и развитие наиболее вероятно для большинства современных рифтовых зон, входящих в глобальную систему. Одно из свидетельств — наследование древних структур континентальной коры.

Можно полагать, что именно пассивный механизм рифтогенеза обе­спечивает перестройку систем спрединга при их приспособлении к изме­няющейся геометрии активных окраин согласно «правилу ортогонально­сти субдукции». Ярким примером служит рассмотренный Г. Менардом распад единой плиты Фаральон в позднем кайнозое, когда новые оси спрединга заложились в ориентировке, обеспечивающей ортогональ­ную субдукцию более мелких плит Наска, Кокос, Ривера, Хуан-де-Фука

С концепцией пассивного рифтогонеза лучше согласуется и наблю­даемая миграция срединно-океанских хребтов, размеры которой нахо­дятся в полном соответствии со скоростью спрединга. Так, происходит центробежное перемещение Срединно-Атлантической, Африкано-Ан-тарктической, Юго-Западной Индоокеанской, Аравийско-Индийской и Красноморской осей спрединга относительно Африканской плиты, которую они окружают и наращивают (см. рис. 5.1). В целом распад Пангеи включает в себя центробежную миграцию не только все бо­лее дробных литосферных плит, но и разделяющих их осей спрединга (см. рис. 10.10).

37 нет

38. Горизонтальные движения относительные и абсолютные, определение их направления и скорости.

Насчитывается около 40 горячих точек в океанах и на континентах, и почти со всеми связаны проявления вулканической деятельности. Ха­рактерна щелочно-базальтовая магма, происходящая из мантии, что указывает на глубинное положение «корней» горя­чих точек.

1й способ определения абсолютных движений: Если исходить из их стационарности, то можно определять не относительные, а «абсолютные» движения литосферных плит, измеряе­мые по отношению к заякоренным в мантии горячим точкам. Пример: Гавайский и императорский вулканические хребты, где начиная от Гавайских к возраст потухших вулканов закономерно возрас­тает до эоценового (42 млн лет) на северо-западной оконечности цепи. Здесь она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенно­стей - Императорским хребтом. Простирание этого хребта не ЗСЗ—ВЮВ как Гавайского, а СЗ—ЮВ; возраст вулканических по­строек возрастает от эоценового до позднемелового (78 млн лет). Таким образом, перед нами картина закономерной миграции во времени и в пространстве вулканических центров.

2й способ определения абсолютных движений - используя так называемую безмоментную систему отсчета. Она основана на том, что каждая из существующих в данное время плит сообщает мезосфере вращательный момент, который можно вычислить, зная границы плит и их угловую скорость. Затем надо найти такую систему, в которой сум­марный момент, сообщаемый мезосфере всеми плитами, равен нулю. Сравнение полученных результатов с данными по горячим точкам по­казывает довольно хорошее, но все же неполное соответствие. Послед­нее указывает на то, что горячие точки испытывают относительно друг друга некоторые перемещения, но они незначительны по сравнению с движениями самих литосферных плит. Недавно благодаря специальной программе палеомагнитного опробования вулканитов Императорского хребта было доказано и измерено меридиональное смещение формиро­вавшей его мантийной струи.

39. Глубинное строение зон субдукции.

Субдукция - процесс, при котором на конвергентной границе сходятся континентальная и океанская ли­тосфера или океанская с океанской. При их встречном движении более тяжелая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а за­тем погружается в мантию.

К кон­цу 50-х гг. Г. Штилле высказал мысль, что образование глубоководных желобов, сопутствующих им отрицательных гравианомалий и уходящих в мантию сейсмофокальных зон сопряжено с наклонным пододвигани-ем океанской земной коры; на определенной глубине она подвергается плавлению, порождая вулканические цепи, протянувшиеся параллельно желобу.

По характеру взаимодействующих участков литосферы зоны субдук­ции делятся на 2 типа: окраинно-материковые зонами (андского, зондского и японского типа) и океанские зоны (марианского типа). Первые формируются там, где океанская литосфера субдуцирует под континент, вторые — при взаимодействии двух участков океанской литосферы.

Строение и субдукционный режим окраинно-материковых зон раз­нообразны. Для наиболее протяженной из них Андской (около 8 тыс. км) характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообра­зование на континентальном крыле.

Зондскую дугу отлича­ет отсутствие таких напряжений, что делает возможным утонение кон­тинентальной коры, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана; под нее субдуцирует более древняя океанская литосфера, уходящая на глубину под более крутым углом.

Разновидностью окраинно-материковых можно считать и зоны суб­дукции японского типа, представление о которых дает пересечение, про­ходящее через Японский желоб — Хонсю — Японское море. Характерно наличие краевого морского бассейна с участками новообра­зованной коры океанского или субокеанского типа. Геолого-геофизиче­ские и палеомагнитные данные позволяют проследить раскрытие краево­го Японского моря по мере того, как от азиатской окраины отчленялась полоса континентальной литосферы. Постепенно изгибаясь, она пре­вратилась в Японскую островную дугу.

При образовании зон субдукции океанского (марианского) типа бо­лее древняя (и поэтому более мощная и тяжелая) океанская литосфера субдуцирует под более молодую, на краю которой образуется островная дуга. Пример: система южных Антил.