Все лекции по формационному анализу

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

сложена базальтовыми покровами толщиной более 2000 м. Общая площадь траппов около 0,5 млн. км², а их объём 512 тыс. км³. Траппы сформировались в конце мела.

Трапповая провинция Парана. Характерные для трапповой провинции уступы, сформированные потоками базальтов в районе магматической провинции Парана. Бразилия, штат Санта-Катарина.

Западно-Африканская провинция. Древние докембрийские породы, а также морские и континентальные палеозойские и особенно мезо-кайнозойские отложения выполняют обширные впадины: Таудени (1700х1200 км), Чад (1800х1200 км) и Конго

(1200х1000 км).

•Площадь распространения этих осадочных пород протягивается в меридиональном направлении на расстояние около 3500 км и значительно превышает площадь новых нефтегазоносных провинций Северной Африки.

•Во впадине Таудени широко распространены морские палеозойские образования (кембрий-силурийские, девонские, каменноугольные), сходные с палеозойскими Алжирской Сахары, к которым приурочено крупнейшее месторождение нефти Хасси-Мессауд.

•На юге Африки широко распространена система Карру (С3 - J), сложенная преимущественно континентальными отложениями, напоминающими по условиям образования тунгусскую свиту Сибири и мезо-кайнозойские нефтегазоносные свиты Китая.

•Вышележащие отложения представлены мощной толщей Калахари (K-Q).

•Серии карру и калахари заполняют впадины Конго, Ангола, Калахари и Карру.

Тунгусская синеклиза - крупнейшая структура Сибирской платформы (1500 на 700 км), выполнена туфолавовыми образованиями нижнего триаса мощностью 0,5-2 км. Рельеф: платообразные плоскогорья, включая плато Путорана, с врезанными долинами рек Нижней Тунгуски, Курейки, Котуя и их притоков. Траппы Сибирской платформы распространены на площади 1,5 млн.кв. км.

На границе рифея-венда Сибирская платформа была затоплена мелководным эпиконтинентальным морем. Накапливались красноцветные конгломерато-песчано- глинистые отложения. В раннем-среднем кембрии формируются карбонатные и глинистокарбонатные отложения. В среднем кембрии – раннем ордовике в результате восходящих движений территория подвергается регрессии. Накапливаются пестроцветные теригеннокарбонатные осадки. Пенепленизация и образовывание коры выветривания. В среднем ордовике – раннем девоне более значительная трансгрессия. Широко распространены терригенные и теригенно-карбонатные формации, в силуре и раннем девоне получают развитие карбонатные, сульфатно-карбонатные и по периферии терригенные формации. Начало среднего девона, поздний девон характеризуется перестройкой тектонического плана платформы. Восходящие движения на Енисейском кряже и Прибайкалье стали причиной компенсированного опускания прилегающих частей платформы, и формирования Тунгусской синеклизы. На поднимающихся территориях формировались магматические образования и коры выветривания (области сноса). До конца D синеклиза - солоноватая лагуна. Этап ранний карбон - пермь характеризуется мобильностью всей платформы. Сформировались мощные угленосные формации Тунгусской синеклизы и проявился базальтовый магматизм. Ранний карбон - трансгрессия, накопление лагунноконтинентальных осадков. Пермь - крупная орографическая перестройка, активный вулканизм (покровы диабазов, базальты, туфы и туффиты). Триас - заканчивается формирование Тунгусской синеклизы. Начинается формирование кор выветривания.

Центр траппового магматизма располагался в районе Норильска. Здесь мощность формации максимальна, и образовывались крупные вулканические комплексы и

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

расслоенные интрузии, с которыми связаны месторождения Cu-Ni-Pt руд. Восточнее Норильска расположена Маймеча-Котуйская щелочная провинция. С первыми магматическими событиями траппового магматизма связаны щелочные и карбонатитовые интрузии. Они содержат высокие концентрации редких (TR, Sc, Ta, Nb, Ti и др.) и радиоактивных (U, Th) элементов.

Также с трапповым магматизмом связано образование месторождений железных руд. В частности, таково происхождение месторождений Ангаро-Витимского района. В результате метаморфизма и метасоматоза - месторождения графита, исландского шпата, гроссуляра, везувиана. Такие месторождения многочисленны на Сибирской платформе. Базальтовые покровы часто содержат многочисленные агатовые жеоды. В Южной Америке в траппах встречаются пустоты, усыпанные аметистами.

Возраст трапповых формаций

Наиболее древние трапповые формации известны в протерозое (провинция Кьюиноу, Канада, на Кольском полуострове), в рифей-венде (западная и восточная части Русской платформы), в кембрии (Сибирь), в девоне (Русская платформа, Тиман).

Главнейшие трапповые комплексы образовались в конце палеозоя, мезозое и кайнозое, главным образом, в течение пяти этапов траппового магматизма:

•В P2-T1 - образовались формации Сибирской и Южно-Китайской платформ, Кашмира и Аппалачей, на Земле Франца-Иосифа, в Кузбассе;

•В T3-J1 - образовались долериты Карру;

•В J3-K1 - базальты р. Параны (Южная Америка), Антарктиды и Австралии;

•в K2-Р - траппы Шпицбергена, Декана и Гренландии;

•в Р3-N - траппы Западной Антарктиды, Исландии, Шпицбергена.

Тектоническая приуроченность трапповых провинций

•приуроченность к древним платформам;

•тяготение к синеклизам;

•неоднократная активизация платформенной области с образованием латерально-полихронных трапповых комплексов (семь фаз долеритового магматизма в Карру, четыре - на Шпицбергене);

•трапповая активизация платформ синхронна с кульминациями тектонических событий в примыкающих мобильных областях;

•пространственное и временное тяготение ряда трапповых провинций к базальтовому слою океанов (траппы Декана, о. Тасмания, о. Исландия, о. Гренландия, базальты р. Параны);

•магматические тела в трапповых провинциях слагают кольцевые структуры диаметром 5-120 км, чаще 15-35 км;

•подразделение трапповых формаций на два структурных этажа: базальтовый 0,5-1,5 км (до 8,0 км) и долеритовый - около 5,0 км:

Базальтовый этаж

•В основании залегают туфы и туфогенные осадочные породы мощностью от единиц до первых сотен м. Туфы имеют широкое площадное развитие. В подошве базальтовых покровов часто встречаются подушечные лавы.

•Мощность базальтовых покровов варьирует от единиц до нескольких десятков м, они очень выдержаны по простиранию (на десятки км).

Долеритовый этаж

•В осадочном чехле преобладающей формой залегания являются силлы, а в гранитогнейсовом фундаменте – дайки, реже тела коробчатой формы.

•Силлы, мощностью от единиц до первых сотен метров, в среднем 15-50 м, имеют площадь, равную десяткам, сотням, иногда тысячам квадратных километров.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

•Силлы объединяют несколько тел, занимающих разные стратиграфические уровни. Устанавливается четкая приуроченность силлов к границам стратиграфических несогласий (между фундаментом и чехлом).

•Средняя мощность даек – первые метры, длина по простиранию – десятки и сотни метров. Дайки образуют рои, протягивающиеся на сотни метров, и протяженные на сотни километров пояса (800 км).

Минеральный состав

•Толеиты: авгит, плагиоклаз (около Аn50), пироксены, оксиды железа; небольшое количество оливина (оливиновые толеиты).

•Долериты – кайнотипные, преимущественно среднезернистые и равномернозернистые породы, состоящие из лабрадор-битовнита, авгита, часто с бронзитом и пижонитом, реже с оливином (Fa 27-40) и титаномагнетитом. Большинство долеритов относится к безоливиновым разновидностям. Многие долериты содержат микропегматит (конга-диабаз).

Петрохимические особенности трапповых комплексов

•Однородность химического состава в разновозрастных петрографических провинциях;

•Геохимические различия могут носить провинциальный характер:

-высокие концентрации титана в долеритах Карру (1,16 мас.%) по сравнению с долеритами Тасмании (0,60 мас.%).

-высокие средние значения отношения 87Sr/86Sr в юрских долеритах Антарктиды (0,712) по сравнению с долеритами других трапповых провинций (0,7037).

• Могут иметь фациальную природу в связи с разными условиями кристаллизации базальтов и долеритов.

• Однотипный характер химической эволюции:

-в ходе фракционирования Olv, Px и осн. Pl при кристаллизации массивов наблюдается последовательное возрастание значений отношения Fe/Mg и суммарной щелочности, сопровождающееся уменьшением концентрации ряда элементов группы железа (хрома, никеля, кобальта) и увеличением содержания многих литофильных элементов (лития, рубидия, бария, циркония, ниобия и других).

Происхождение базальтовой магмы

- в результате селективного плавления мантийного субстрата.

Зоной магмообразования мог быть астеносферный слой под платформами, фиксируемый на глубине около 150 км.

Вопросы для самопроверки

1. Характеристика черносланцевой формации на примере доманикитов и баженовитов.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

ЛЕКЦИЯ 8. ФОРМАЦИИ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

При выделении той или иной формации геолог исходит из общих принципов выделения любого объекта, принимая во внимание все пять групп признаков, а именно, – форму, состав, строение, свойства и происхождение. Форму характеризует, прежде всего, мощность формации.

Трансгрессивная стадия

На фоне непрерывно погружающейся и расширяющейся геосинклинальной системы происходит накопление аспидной формации (3). Своим названием аспидная формация обязана тому, что составляющие ее темноокрашенные глинистые породы под действием выше лежащих образований в конечном итоге подвергаются региональному метаморфизму и превращаются в черные сланцы, именуемые аспидными. Аспидные сланцы состоят из глинисто-углистого вещества, в котором распределены мельчайшие зерна кварца и полевых шпатов, чешуйки слюды, хлорита. Из рудных минералов присутствует пирит. Текстура слоистая, мелкоплойчатая. Широко развит кливаж и кварцевые жилы. Характерной особенностью аспидной формации является полное отсутствие фауны, зато в значительном количестве присутствует растительный детрит. Иногда обнаруживаются песчано-алевритовые прослои, конгломераты очень ограниченной мощности (до 10 см). В этих прослоях часто встречается косая слойчатость диагонального и перекрестного типа.

Согласно наблюдениям, мощность аспидной формации достигает многих километров. Так, аспидная нижне-среднеюрская формация Большого Кавказа имеет мощность от 8 до 10 км. На Южном Урале аспидная формация девона составляет 4-5 км. В Рейнских Сланцевых горах (Германия) мощность такой формации достигает 12 км.

Эта формация имеет очень широкое распространение, однако ближе к эвгеосинклинали, где активно проявляется магматизм, она сменяется по латерали

спилито-диабазо-кератофировой формацией (4). Эта формация сложена породами эффузивного происхождения. Выводными каналами для лавы служили разломы, ограничивавшие эти структуры, т.е. эффузивный магматизм носил трещинный характер. Состав магмы базальтовый. Лавы изливаются в подводных условиях, образуя шаровую отдельность, быстро подвергаются процессам хлоритизации, альбитизации и т.п., превращаясь в зеленокаменные толщи, в состав которых входят спилиты, диабазы и основные порфириты (базальты). Ближе к миогеосинклиналям появляются более кислые и щелочные разности эффузивных образований – кератофиры, альбитофиры. Пирокластические породы (туфобрекчии, туфоконгломераты) имеют подчиненное значение. Наряду с эффузивными образованиями возникают и гипабиссальные пластовые интрузии (силы) габбро-диабазов и диабазов.

Одним из частных спутников спилито-диабазо-кератофировой формации является яшмовая формация (7). Ее образование связано с выносом в бассейн кремнистых соединений подводными гидротермами, так или иначе связанными с вулканическими очагами. Иногда аспидные сланцы и вулканогенные образования переслаиваются, образуя сланцево-диабазовую ассоциацию или формацию. В бортовой части развита

офиолитовая формация (8).

С вулканогенными образованиями этого этапа часто связаны медноколчеданные и колчеданно-полиметаллические руды.

В конце рассматриваемого тектонического этапа в пределах эвгеосинклиналей часто наблюдается внедрение в рассмотренные формации пород ультраосновного состава (гипербазитов). Как свидетельствуют наблюдения, эти внедрившиеся тела не являются высокотемпературными. Они несут следы тектонических дислокаций, и поэтому их следует относить не к интрузиям, а к экструзивным образованиям типа диапиров. Гипербазиты, обогащенные оливином, в результате процесса серпентинизации становятся весьма пластичными и поэтому начинают «течь». Эту формацию часто называют

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

альпинотипной (5). Ее необходимо отличать от другой гипербазитовой формации, тесно связанной с габбро и являющейся продуктом дифференциации базальтовой магмы. Эту формацию обычно называют габбро-пироксенит-дунитовой (6). Обе формации отличаются не только механизмом образования, но и набором полезных ископаемых. Альпинотипные гипербазиты содержат хромиты, асбест, а габбро-пироксенит-дунитовая формация – титаномагнетит, платину и платиноиды.

К концу первой стадии в местах интагеоантиклиналей могут появиться первые гранитоидные интрузии небольшого масштаба. Это габбро-плагиогранитовая формация, часто представленная сиенитами, туфобрекчиями, туфоконгломератами (9).

Первая стадия завершается новообразованием внутренних поднятий, расчленением геосинклинальной системы. При этом возникают многочисленные архипелаги – островные дуги, разделенные более или менее расчлененными морями и проливами. Море, частично вытесненное из геосинклинали, трансгрессирует на платформы, прежде всего на перикратонные прогибы, а также на срединные массивы. Темп погружения частных прогибов несколько снижается, зато площадь погружения продолжает расширяться.

Следующей типичной формацией данной стадии является терригенная флишевая формация (10). Ее особенностью является тонкая цикличность, выраженная в чередовании глин, алевролитов, мергелей, псчаников. Иногда циклиты завершаются гравелитами, конгломератами. Другие особенности – градационная слоистость, отсутствие целых остатков макрофауны, гиероглифы, вызванные либо движением придонного слоя воды, либо стеканием неотвердевшего осадка, следы ползанья донных животных, фукоиды. Происхождение флиша связано с деятельностью мутьевых потоков, возникающих в сейсмически активных зонах. Эта формация залегает на аспидной и спилито-диабазо-кератофировой, и характерна как для мио-, так и для эвгеосинклиналей. В пределах миогеосинклинали терригенный флиш замещается по простиранию сланцево-

граувакковой формацией (2), а затем сероцветными глинисто-магнезиальными формациями (1) гумидных зон (нередко переходящими в угленосные толщи паралического типа), либо песчано-глинистыми формациями аридных зон (1).

Иннундационная стадия

Продолжающееся расширение морского бассейна приводит к сокращению континентальных поверхностей. При этом удаляются от центральных частей геосинклинальной системы источники питания терригенным материалом, и на смену терригенному осадконакоплению приходит карбонатное. Образуется так называемая известковая формация (11). При этом в зависимости от особенностей тектонического режима, эта формация встречается в трех основных разновидностях. Первая из них

мелководная органогенно-обломочная формация с фосфоритами (11а) гумидных зон.

Вторая – неритическая рифогенная (11б) аридных зон, представленная в верхней части барьерными рифами, а в нижней – кокколитофоридными и фораминиферовыми известняками. Эти формации приурочены к миогеосинклиналям. Третья разновидность – карбонатный флиш (11в) – развивается вдоль осей прогибов. Существенная роль в этой формации принадлежит мергелям, известнякам, сидеритам; приурочена она к эвгеосинклиналям.

Наряду с экзогенными для второй стадии тектонического цикла характерны и эндогенные формации. Здесь они представлены батолитами гранитоидов (12). Наряду с гранодиоритами в составе этой формации распространены нормальные граниты, а также плагиограниты и кварцевые диориты. В отличие от гранитоидов предшествовавшего этапа, где натрий преобладал над калием, здесь господствующим элементом является калий. С этими гранитоидами связано образование рудных месторождений контактовометасоматического пневматолито-гидротермального типов: медно-молибденовых, оловянно-вольфрамовых, золота, урана. Здесь часто обнаруживаются пегматиты со

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

слюдой и пьезокварцем. Данная магматическая формация охватывает не только эвгеосинклинали, но и миогеосинклинали.

Регрессивная стадия

Если в пределах миогеосинклиналей характер осадконакопления аналогичесн тому, что было свойственно начальному трансгрессивному этапу тектонического цикла, то в эвгеосинклиналях начинает формироваться нижняя молассовая формация (13). Для этой формации характерно преобладание тонкообломочного материала, представленного алевро-псаммитовыми осадками морского бассейна. Толща построена циклически, но циклиты крупнее, чем во флише. При этом отложения имеют знаки ряби, трещины усыхания, характерна крупная косая слойчатость. В направлении к миогеосинклиналям появляются лагунные формации (14), особенности которых контролируются климатическим фактором. В гумидных зонах формация становится угленосной. Угленосная формация, заполняющая миогеосинклиналь, которая превращается к этому этапу тектонического развития в передовой прогиб, состоит из крупноциклического чередования отложений прибрежных равнин и мелкого моря. Такие угленосные толщи называются паралическими угленосными (14а). Параллельно с ними в межгорных прогибах происходит образование лимнических уленосных формаций (14б). Именно с этими формациями, которые иногда называют субформациями нижней молассовой формации, связаны крупнейшие месторождения Донбасса и Кузбасса.

В аридных зонах лагунная формация становится соленосной (14в), которая в своих низах сложена пестроцветными алевролитами и песчаниками (нередко битуминозными), выше по разрезу – ракушняковыми известняками, гипсами, ангидритами, а также во многих случаях – каменной или даже калийной солью. Толща имеет циклическое строение. Ее примером могут служить кунгурские отложения Приуралья, а также миоценовые отложения Закарпатья и Закавказья.

Эффузивный магматизм в эту стадию ослабевает, так как в условиях сжатия толщи пород становятся менее проницаемыми. Лавы становятся более дифференцированными, нередко отличаются повышенной щелочностью, возрастает роль пирокластики. Ослабление вулканической деятельности компенсируется интрузивным магматизмом. Происходит образование крупных щелочно-кислых плутонов (15) очень длительно и многофазно. От фазы к фазе кислотность и щелочность возрастают (от диоритов и гранодиоритов до граносиенитов, лейкократовых и аляскитовых гранитов). Так, образование Магаданского батолита продолжалось около 60 млн. лет.

Эмерсивная (собственно орогенная) стадия

В эту стадию происходит образование грубой верхней молассовой формации (16). Происходит резкое возрастание гипсометрических уровней. Возникают горы, в горные породы врезаются речные долины. Разрушающиеся горные сооружения поставляют в пониженные формы рельефа (в передовые и межгорные впадины) грубообломочный материал, который и формирует верхнюю грубую чаще всего континентальную молассу. Наиболее характерной породой верхней молассы являются конгломераты (галечники) аллювиального или флювиогляциального генезиса, реже прибрежно-морского. Конгломераты образуют или мощные пласты и пачки или целые толщи мощностью в сотни и даже тысячи метров. Чаще однако конгломераты чередуются с песчаниками, песчанистыми глинами и суглинками. Мощность молассы может достигать нескольких километров. Так, альпийская моласса Южной Калифорнии составляет от 8 до 10 км. В частности, здесь пески молассы являются отличными нефтегазовыми коллекторами. В аридном климате верхняя моласса приобретает красную окраску. Если в образовании молассы принимают участие морские отложения, то они часто представлены терригеннокарбонатными разностями, нередко с участием ракушняковых известняков. В условиях гумидного климата эта формация ближе к окраине геосинклинальной системы может

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

переходить к паралическим угленосным формациям или переслаиваться с пестроцветными магнезиально-кремнистыми образованиями.

Воздымание горного сооружения сопровождается раскалыванием его сводовой части. Вновь возникающие или ожившие разломы служат путями для подъема магмы к поверхности. В результате излияния лав возникает андезит-липаритовая порфировая формация (18). Вулканы обычно располагаются цепочками вдоль разломов. Эта формация отличается значительным разнообразием состава – от базальтов и андезитов до липаритов и трахитов. Наряду с лавовыми образованиями возникают пирокластические породы – туфы, пеплы, туфобрекчии. Лавы преимущественноо основные и средние, пирокластический материал – кислого состава. Для магматических формаций характерна фазовая цикличность. Начало ее характеризуется образованиями более основного состава, а завершение фазы – более кислыми (гомодромный ряд). Породы порфировой формации в виде выпуклых вулканических щитов накладываются на сводовую часть мегаантиклинориев, залегая резко несогласно и с большим стратиграфическим перерывом на складчатых образованиях предшествующих стадий тектонического цикла. Сама по себе порфировая формация состоит не только из пород магматического происхождения. В ее состав входят также и осадочные породы различного происхождения – пески, галечники, глины, лигниты, диатомиты. Озера возникают в результате подпруживания рек лавовыми потоками, а обильное выпадение пепла благоприятствует расцвету диатомей.

«Крылья» вулканических щитов спускаются в соседние прогибы, где происходит сочленение порфировой формации с верхней молассой вплоть до их переслаивания. Эта переходная толща часто выделяется как самостоятельная смешанная вулканическая молассовая формация (17).

Одновременно с вулканическими возникают формации интрузивного происхождения. Это формации крупных плутонов ультракислых и щелочных гранитоидов (19). Эти интрузии послескладчатые и отчетливо секут вмещающие геологические тела. Их внедрение сопровождается явлениями контактового метаморфизма. Иногда эффузивные и интрузивные образования объединяют в единую вулкано-плутоническую ассоциацию. С ней связано различное оруденение: золото, серебро, полиметаллы, олово, вольфрам, уран, сурьма, мышьяк, бор и т.д. Примером могут служить герциниды Центральной Европы.

В конце эмерсивной стадии выделяется тафрогенная подстадия (от греч. «тафро» - ров). Она представлена базальтовыми (20) лавами, заполняющими грабены, возникшие на заключительной стадии формирования геосинклинальной системы. В ряде случаев амплитуда опускания блоков по грабенам значительна, что влечет за собой образование морских бассейнов. В аридном климате в них происходит образование эвапоритовой формации красноморского типа (21).

Вопросы для самопроверки

1.Рифогенная формация и карбонатный флиш

2.Молассовая формация

3.Пространственно-временное соотношение формаций складчатых областей.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

ЛЕКЦИЯ 9. ОКЕАНИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ

Структуры океанов

1.Океанические платформы (абиссальные равнины) – крупные малоподвижные участки океанической коры.

2.Океанические орогенные пояса (срединно-океанические хребты - СОХ) – крупные подвижные линейно-вытянутые участки океанической коры.

1.Океанические платформы (абиссальные равнины)

•Расположены между СОХ и континентами. Стабильны, несейсмичны.

•Плоские, реже – холмистые.

•Встречаются крупные вулканические горы (Гавайи). Потухшие вулканы с усеченными плоскими вершинами с коралловыми атоллами – «гийоты».

•Котловины - изометричные участки до 1 тыс. км в диаметре. Мощность коры до 5- 6 км. Осадки n х 100 м кремнистые илы («Наска» в Тихом океане).

•Океанические поднятия - плато и хребты – длиной в тысячи км, разделяют котловины. Выше котловин на 2-3 км. Иногда образуют острова. Кора в поднятиях до 25-30 км с осадочным слоем до 1-1,5 км, есть карбонаты.

Формации океанических платформ:

Карбонатно-турбидитная формация образована циклически построенными

последовательностями илов глинистых и карбонатных, сложенных фораминиферами и кокколитофоридами. Содержит кремнистые биогенные прослои и примесь обломков основных и ультраосновных пород. В западинах дна мощность доходит до сотен метров.

Пелагическая карбонатная формация представлена в основном карбонатными илами мощностью от сотен метров до 1,5 км, состоящими из фораминифер и кокколитофорид. Иногда переслаивается с кремнистыми диатомово-радиоляриевыми илами. На подводных хребтах и на гийотах развивается рифовая коралло-водорослевая субформация мощностью до 1-1,5 км. Накапливается выше лизоклина.

Пелагическая глинистая формация накапливается ниже поверхности лизоклина, бескарбонатная, глубоко окисленная и потому красная. Мощность до сотен метров. Часты перерывы в осадконакоплении. Площадь распространения огромна, но постоянно прерывается в районах поднятия дна, где она сменяется пелагической карбонатной и кремнисто-глинистой формацией.

2. Срединно-океанические хребты

Некоторые хребты находятся примерно посередине между континентами (Срединно-Атлантический хребет). Другие приближены к одному из континентов. У Восточно-Тихоокеанского поднятия с быстрым разрастанием океанического дна срединный рифт отсутствует. В Арктическом бассейне океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными рифтами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной неотектонической зоной, включающей Момский рифт. Юго-восточное окончание океанской рифтовой зоны Нансена-Гаккеля и продолжающие ее сейсмически активные разломы, разделяют Евразийскую и Северо-Американскую литосферные плиты.

СОХ – образуют глобальную систему. Размещение глобальной системы современных рифтов относительно оси вращения Земли, по Е.Е. Милановскому, А.М. Никишину (1988): охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайнозоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к северу поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Литосферные плиты расходятся по обе стороны от рифтов, получивших название дивергентных границ плит, в пределах которых в результате спрединга происходит формирование новой океанической коры. Скорости спрединга варьируют в интервале от 1 до 5 см/год (для одной из плит).

Трансформные разломы расчленяют СОХ со смещением на сотни (до тыс.) км и образуют уступы высотой до 1 км с узкими ущельями глубиной до 1,5 км. Глубина самих впадин – до 8 км. Активная часть зоны разлома находится лишь между участками хребта. Наиболее крупные ТР (тысячи км) пересекают не только СОХ, абиссальные равнины, но и продолжаются на континенты. Их простирание параллельно направлению относительного перемещения соседних плит. На пересечении СОХ и ТР – вулканические постройки, острова (Исландия, о. Пасхи).

Механизмы рифтогенеза

Физические модели образования рифтов основаны на концентрации растяжений в узкой полосе, где происходит уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая «шейка» (англ. - necking), вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент наступает при разной предельной толщине сиалической коры (в Красноморском и Аденском рифтах она была утонена приблизительно вдвое) и означает переход от континентального рифтогенеза к океанскому. Вместе с тем, многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.

Строение СОХ

Осевая (рифтовая) долина (грабен) глубиной 1-2 км. Активные зияющие разломы, вулканы, курильщики (черные и белые). Многочисленные центры вулканических поднятий до 200-600 м, застывшие лавовые озера.

Формации рифтовой долины:

Потоки базальтовых лав с подушечной отдельностью. Очень свежие - почти полное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Современные излияния отмечены к югу от Исландии.

Черные курильщики. По обе стороны от молодых вулканических центров обнаружены гидротермы, в Красном море, в Тихом и Атлантическом океанах. Холмы или башни высотой в первые десятки метров, на вершинах которых трубообразные постройки 3-5 м с отверстиями, из которых поднимается густая взвесь из рудных компонентов. Гидротермы 350° содержат в растворе газы Н2, СO2, СH4, сульфиды, сульфаты и окислы металлов (Zn, Cu, Fe, Mn и др.). Деятельность гидротерм связана со взаимодействием поднимающейся вдоль осей спрединга базальтовой магмы с морской водой. Вода проникает в трещины остывающих базальтовых лав и выщелачивает из них металлы и другие соединения и затем осаждает их при своем охлаждении. С ЧК связаны медноцинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов. Благодаря высокой концентрации во флюидах H2S вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных живых существ.

Рифтовые долины практически не заполнены осадками. Исключение составляют осыпи и обвалы у подножия уступов по краям долин, высота которых может превышать

1 км – тектоно-вулканокластическая формация. Эти осыпи состоят из глыб и щебня пород океанской коры - базальтов, габбро, перидотитов - и образуют особый тип осадочных пород - эдафогенный. Они могут переслаиваться с подушечными и массивными базальтами.