Структуры дивергентных границ литосферных плит

дивергентные (зоны спрединга) Зоны спрединга (рис. 7.4, 7.5) приурочены к срединно-океаническим хребтам (СОХ). Спрединг (англ. spreading- растекание) – процесс генерации океанской коры в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ). Он состоит в том, что под действием растяжения кора раскалывается и расходится в стороны, а образующаяся трещина заполняется базальтовым расплавом. Таким образом, дно расширяется, а его возраст закономерно удревняется симметрично в обе стороны от оси СОХ. Термин спрединг морского дна предложил Р. Дитц (1961). А сам процесс рассматривается как океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза (см. раздел 7.4.6). Раздвиг же в океанских рифтах обусловлен мантийной конвекцией – восходящими её потоками или мантийными плюмами.

Тектоно-магматические и геодинамические циклы

ЦИКЛ ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКИЙ — период времени, охватывающий взаимосвязанные и направленные проявления тект. и магм. активности в подвижных поясах от зарождения геосинклинали и превращения ее в складчатую область вплоть до окончательной ее консолидации и завершения тект. и магм. процессов. Соответственно с выделяемыми эпохами складчатости различаются, напр., байкальский, каледонский; герцинский, киммерийский, альпийский Ц. т.-м. Обычно подразделяется на 3—5 естественноисторических стадий, или этапов. Большинством исследователей различаются собственно геосинклинальная, орогенная (инверсионная) и посторогенная стадии, или этапы, развития Ц. т.-м., в ходе которых соответственно развивается инициальный, орогенный и посторогенный магматизм с направленной сменой основных магм сначала кислыми, а затем разнообразными — кислыми, средними и основными (см. Магматизм складчатой области ). Представление о Ц. т.-м. было впервые сформулировано Штилле в 1940 г. и независимо от него в СССР Николаевым (1944, 1953) и Билибиным (1947).

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ – совокупность геодинамических обстановок с общностью порождающего их процесса и функционирующих близодновременно в пределах крупного сегмента. Геодинамический режим связан в основном с циклами суперконтинента. Как только сформировался суперконтинент, возникает перегрев и подплапление в мантии Земли под его поверхностью, суперконтинент трескается (рифтинг), ряд рифтов, образующий вполне закономерную систему, связанную с возникающих в этих условиях конвекционными потоками, переходит в спрединговую стадию, приводящую к возникновению океанов, затем, при охлаждении окраин формируемой океанической литосферы, слэбы, будучи тяжелыми, «тонут» в зоне субдукции, обломки континентов и микроконтинентов вновь спаиваются вместе в процессе коллизии в новый суперконтинент и процесс продолжается снова. Новое раскалывание может произойти по старым «не залеченным ранам», но может образоваться и на новом месте. Поскольку многие процессы проистекают относительно синхронно в разных участках суперконтинента или океана, появляются ряды событий или фазы складчатости (киммерийская, герцинская и т.д.) В истории развития орогенных областей, палеоокеанов и современных океанических бассейнов выделяется 6 стадий, объединяемых в геотектонический (геодинамический) цикл:

внутриконтинентальный рифтогенез;

спрединговая океаническая;

островодужно – субдукционная или позднегеосинклинально-инверсионная;

коллизионная;

платформенной стабилизации;

эпиплатформенного орогенеза.

Геотектонические обстановки развития океанических рифтов

В океанах рифты развиты в так называемых зонах спрединга — центральных частях срединно-океанических хребтов, где происходит образование новой океанической коры. В центральной части этих рифтов периодически образуются разломы, через которые на дно океана поступает базальтовый расплав

Геотектонические обстановки развития абиссальных впадин

Абиссальные равнины — глубоководные равнины океанических котловин и впадин краевых морей. Абиссальные равнины занимают ~40 % площади ложа океанов и лежат на глубинах 2500—5500 метров. Они расположены между подножьем континента и срединно-океаническим хребтом.

Абиссальные равнины обычно располагаются у подножий континентальных склонов, при этом существует три основных типа сочленения континентов с абиссальными равнинами:

Пассивные окраины континентов, в которых шельф подстилается континентальной корой, в пределах континентального склона развита кора переходная от континентальной к океанической и в зоне подножия переходная кора замещается нормальной океанической. Такой тип перехода характерен для Атлантического океана, для запада, юга и юго-востока Индийского океана и для Северного Ледовитого океана

Сочленение через поперечный трансформный разлом. Такое сочленение сходно с пассивными окраинами, но отличается узостью и крутым континентальным склоном, приуроченным к разлому. Примерами такого типа являются северная окраина Гвинейского залива и южная окраина Ньюфаундленда в Атлантическом океане, крайний южный участок африканской окраины Индийского океана

Активные континентальные окраины, на которых сочленение происходит через океанические глубоководные желоба, обычно через пологие краевые валы. Такой тип сочленения приурочен к зонам субдукции, окаймляющих почти со всех сторон, кроме южной, Тихий океан, восточную часть Индийского океана (Зондский жёлоб) и отдельным окраинам Атлантического океана (у Антильской и Южно-Сандвичевой островных дуг).