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. 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» .

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. 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, Західноі 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 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, %

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.

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 до 5 км, можуть вимірюватися декількома кілометрами (іноді до 5−10 км). Однак відносна глибина рифтових западин у рельєфі звичайно буває значно меншою (не більш 2−3 км), тому що в процесі просідання вони частково заповнюються товщами відкладів (а нерідко і вулканічними продуктами), потужність яких може досягати декількох кілометрів (у Байкальському рифті більш 5 км).

Амплітуда горизонтального розтягання кори в окремих рифтових западинах і рифтових зонах варіює від 5−10 до 30−40 км, а сумарна амплітуда розтягання в деяких рифтових системах може досягати 100 і навіть кілька сотень кілометрів (у Кордільєрській рифтовій системі). Поздовжні розломи рифтових зон можуть мати не тільки істотно вертикальну (скидову), але і горизонтальну зсувну компоненту, а в деяких з них, наприклад у Левантинській рифтовій зоні на північному закінченні Африкано-Аравійської рифтової системи, вона навіть різко переважає над скидовою і досягає 100 км.

У плані рифтові западини і рифтові зони часто мають колінчату форму, що згинається, (із взаємним паралелізмом крайових розломів), в основному обумовлену пристосуванням їхньої конфігурації до структурних особливостей древнього субстрату. У безпосередній близькості до рифтовых западин їхнього борта («плечі») нерідко бувають трохи піднятими (у вигляді напівгорстів чи напівзводів) порівняно висотним рівнем, які обрамляють рифти територій, що створює враження (не завжди правильне) про виникнення рифта в приосьовій частині зводу.

Розвиток рифтів, рифтових зон і рифтових систем з моменту їхнього закладення протікає нерівномірно, активізуючись під час коротких фаз, розділених фазами ослаблення чи припинення рифтогенезу. Звичайно воно супроводжується вулканічними виверженнями, у епіплатформенних рифтових зонах і рифтових системах _ з перевагою продуктів луго-основного і ультраосновного складу, а в епіорогенних _ з контрастним сполученням кислих і основних продуктів. Вулканізм може виявлятися далеко не на всій площі рифтової зони, на різних стадіях рифтогенезу, а масштаб супутніх рифтогенезу магматичних проявів у різних рифтових зонах коливається в дуже широких межах: сумарний обсяг його продуктів може складати від 1 тис. км³ і менше в одних рифтових зонах до десятків і навіть кількох сотень тисяч кубічних кілометрів в інших (наприклад, в Ефіопській і Кенійській рифтовій зоні Східної Африки).

По відносній ролі вулканізму і сполученими з нею особливостями будові і розвитку континентальних рифтових зон серед них можна розрізняти два крайніх типи, пов’язаних поступовими переходами: зводо-вулканічний і невулканічний чи слабовулканічний.

1. Розвиток зводо-вулканичних рифтових зон (тектонотип _ Кенійська рифтова зона у Східній Африці) починається з утворення великого овального зводового підняття земної кори унаслідок виникнення під ним, у самій верхній частині мантії, під впливом підвищеного теплового потоку лінзи аномально розігрітого, розущільненого і частково розплавленого матеріалу — «рифтової подушки». У результаті поступового витріщування зводу в його корі в умовах розтягання виникають глибокі тріщини і майже вертикальні розломи, що проникають донизу аж до магматичних вогнищ у «рифтовій подушці» і служать каналами для розплавів, що піднімаються з них і частково сягають земної поверхні (мал. 7). Зводове підняття й особливо його приосьова зона стають ареною могутніх наземних вулканічних вивержень продуктів переважно луго-основного складу. Часткове спорожнювання глибинного магматичного вогнища призводить до просідання і навіть обвалення блоків кори в приосьовій зоні зводового підняття й утворення рифтової западини, що звичайно має форму асиметричного східчастого грабена чи напівграбена (мал.). Після цього вулканічна активність в основному зосереджується усередині рифта, подальше просідання і розширення якого відбуваються разом з новими імпульсами вивержень.

Тектонічно-магматичний процес формування зводо-вулканічної рифтової зони, пов’язаний з виникненням і розвитком локальної області розігріву і розщільнення у верхах мантії (гарячої плями) під впливом підйому з нижньої мантії чи навіть від поверхні зовнішнього, рідкого ядра Землі струменя аномально нагрітого глибинного матеріалу (мантійного плюмажу), нерідко умовно називають «активным рифтогенезом». Цей процес, якщо він не супроводжується деяким горизонтальним розширенням кори в межах великої області чи навіть усієї поверхні Землі, може викликати розтягання і рифтоутворення лише у відносно вузькій приосьовій зоні вулканоактивного зводового підняття.

2. Розвиток не пов’язаних зі зводами, невулканічних чи слабовулканічних рифтових зон (тектонотипи _ Байкальська і дуже схожа на неї Танганьїкська рифтова зона у Східній Африці) починається з виникнення вузьких і неглибоких подовжених прирозломних западин, що заповнюються тонкоуламковим, але в міру поглиблення і появи уздовж їхніх бортів крайових підняттів поступово грубіють матеріалом. Імпульси просідання і розширення рифтових западин супроводжуються переміщеннями по великомасштабних крайових внутрішніх похилих скидах і могутніх землетрусах із сейсмічними вогнищами у верхній тендітній частині кори, який указує на горизонтальне, поперечне чи діагональне розтягання осі рифта.

Мал. Модель глибинної будови «зрілої» континентальної рифтової зони в поперечному розрізі.

Горизонтальні стрілки показують напрямок горизонтального розтягання кори і верхньої мантії; вертикальні - підйом верхньої мантії й аномально підвищений тепловий потік під рифтовою зоною

Вулканічні прояви або відсутні, або незначні, локальні і приурочені головним чином до перемичок між окремими рифтовими западинами чи до флангів рифтових зон. Утворення слабко _ чи невулканічних рифтових зон приблизно пов’язують із процесом горизонтального розтягання великої області континентальної кори, приблизно поперечного до простягання рифтової зони чи, можливо, деякого загального розширення поверхні Землі у відповідну епоху, що умовно називається «пассивным рифтогенезом». Прояви вулканізму (якщо вони мають місце) починаються не до закладення рифтових западин, а після їхнього виникнення і можуть бути пояснені утворенням «рифтової подушки» у верхах мантії і вогнищ плавлення в ній внаслідок адіабатичного підвищення температури при зниженні тиску в зоні розтягання під рифтовими зонами.

Цілком ймовірно, що найбільш сприятлива для виникнення і розвитку континентальних рифтових зон така геодинамічна ситуація, коли горизонтальному розтяганню, пов’язаному з обстановкою регіонального чи глобального розширення земної кори, піддається район «гарячої плями», у якій верхня частина мантії під впливом мантійного плюмажу виявиться аномально розігрітою і пластичною. У таких областях здійснюється як би синтез процесів, абстрагованих у моделях активного і пасивного рифтогенезу, і рифтоутворення протікає найбільше могутньо.

Про походження земної кори існує багато суперечних уявлень. Найпоширеніші гіпотези: виплавляння та подрібнення-материків; острівного тектоно-вулканічного походження та розростання материків.

Основи гіпотези виплавляння склалися в минулому столітті. Зміст її передає класичне порівняння земної кулі з горном, в якому з руди виплавляють залізо. В процесі розігрівання важкий розплавлений метал осідає, а легкий шлак піднімається, охолоджується у вигляді кірки. Утворення земної кори порівнюється з утворенням шлакової кірки. * Щ

Сучасні прихильники гіпотези виплавляння для її підтвердження використовують досягнення геохімії та геофізики. Виплавляння вважається одним із проявів загальної глибинної диференціації речовини мантії, що відбувається вибірково, залежно від термодинамічних умов Приймається, що на початку з речовини мантії, подібної за складом до гірської породи перидотиту, виплавилися маси базальту, які суцільним шаром вкрили планету. Потім, також шляхом виплавляння, утворився суцільний шар граніту. На Землі ніби існував єдиний материк. У ході геологічного розвитку він подрібнився. За одними уявленнями це сталося у результаті розломів материка на частки та розповзання або дрейфу розрізнених частин по підкоровій речовині. Таке припущення покладено в основу сучасної гіпотези мобілізму _ рухомості материків. Причиною дрейфу вважається обертовий рух Землі навколо осі та породжувані ним відцентрові сили. За іншим варіантом гіпотези мобілізму причиною дрейфу материків є течії підкорової речовини. Уламки материків плавають на ній, наче крига на воді.

За останні десять років розроблено ще один варіант гіпотези мобілізму _ нову глобальну тектоніку. Причиною розповзання материків за цією гіпотезою є поширення Землі, зокрема, розростання океанічного дна. Материки ламаються та розсуваються напором земних мас з глибини. Поширення дна океану вважається також причиною підняття гір.

Гіпотеза поширення Землі протистоїть існуючій з минулого століття гіпотезі контрактації _ стиску Землі в результаті охолодження. Протилежні гіпотези — контракції та поширення Землі — ґрунтуються на одних і тих же термодинамічних умовах земної кулі. Обидві вони не зважають на реальні геологічні факти складу та структури земної кори, пояснювати які покликані.

А*Ь~

За іншими уявленнями, подрібнення єдиного суцільного гранітного шару на Землі сталося в результаті тектонічного розчленування та поглинання базальтовою речовиною опущених блоків гранітного шару. Процес поглинання основною (базитовою) речовиною гранітних мас відомий під назвою базифікації. Вона вважається оборотним процесом виплавляння сіалю, а утворення ложа Світового океану _ результатом базифікації гранітного шару. Штучність гіпотези базифікації очевидна. Крім того, вона виходить з помилкового твердження про загальну оборотність процесу перетворення мінеральної речовини Землі.

Існування і розвиток матеріальної маси Землі відбувається в умовах обертового руху її навколо осі. В цьому русі склалася куляста форма еліпсоїда планети, зумовлена взаємодією полярного ущільнення або стиску і екваторіального поширення. Підпорядкована цим похідні форми тектонічних рухів є джерелом внутрішніх сил усіх геологічних процесів. Космічна речовина, з якої складається Земля, в процесі формування планети безперервно ущільнювалася, розігрівалася і спікалася. Відбувалася й відбувається гравітаційна, теплова і геохімічна диференціація речовини. Виявленням або формою загальної диференціації речовини є вулканізм.

Вулканічний процес — космічне явище, що відбувається на всіх небесних тілах Сонячної системи та поза межами. За фізико-геологічними ознаками вулканізм — це процес виверження розплавленої глибинної речовини планети на поверхню, розрядка напруг стиску та розігрівання. Підраховано, що за час геологічного існування Землі маса виверженого вулканами матеріалу дорівнює масі всіх материків.

Як випливає з природних закономірностей поширення та будови земної кори, стиск Землі зумовлює загальне опускання її поверхні, а накопичення вивержених з глибин вулканогенних продуктів у певних місцях утворює підвищення, вулканічні гори

Вулканогенні глибинні продукти диференціації речовини мантії — це єдине джерело матеріалу для утворення всіх типів гірських порід, відомих на Землі. Процес породоутворення, або літогенезу, по суті, є взаємодією вулканогенних мас (попелу, шлаку, продуктів руйнування лави) з водою, повітрям та живими організмами. В результаті цієї взаємодії створюються різні осадочні породи. Приклади всеосяжного перетворення вулканогенного матеріалу в осадочні гірські породи можна спостерігати на будь-якому вулкані та вулканічному острові й простежити в наверстуваннях земної кори порід різного віку.

Ми простежили зміни складу, форм залягання та рельєфу мінеральних мас від планетарної речовини базальтового ложа океану до материкових гірських масивів. Розвивалася материкова кора в різних частинах земної кулі, на різних етапах її існування, але в такій незмінній послідовності: підводні вулканічні утворення — вулканічні острови — острівні дуги — океанічні острови, міні материки (мікроматерики) — материки.

Сучасний вигляд нашої планети, розподіл суші й моря на ній, рельєф і структура материків є свідченням послідовного та необоротного переходу сима в сіаль, океанічної кори в материкову. Перехід відбувається в загривах вулканічних вивержень. Грандіозні вулканічні споруди серед безмежного моря та на гірських хребтах стоять віковічними свідками підняття суші з глибини Світового океану.

РОЗДІЛ 2.

2.1 Серединно-океанічні хребти і рифтові зони Світового океану

2.1.1 Між материками Європи і Африки на сході та Америки на заході лежить Атлантичний океан. У меридіональному напрямку він простягається від Арктики до Антарктиди. Площа його _ 93,6 млн. км² (за іншими даними _ 91,14 млн. км²), середня глибина _ 3926 м. Береги океану _ це обламані та розмиті морем краї материків. Обриси африканського та південно-американського берегів Атлантичного океану дивовижно подібні.

Океан ніби виповнює тріщину між розламаними та розсунутими частинами суші, а місцем розсування слугує Серединно-Атлантичний хребет став відомий у своїй північній частині ще в 50-х роках минулого сторіччя, але докладне його вивчення, що заклало основи уявлення про єдину планетарну систему серединно-океанічних хребтів, було проведено лише в 1953;1963 р., у результаті чого він був описаний у роботах Б. Хейзена і його співробітників.

Потім радянськими дослідниками він був простежений до півночі від Ісландії.

Глибина океану над Серединним Атлантичним хребтом _ 2000 — 3000 м. Окремі частини його виступають над рівнем води, утворюючи океанічні острови. Середня ширина хребта _ понад 1000 км. На схід і захід від нього лежать глибокі улоговини дна Атлантичного океану: Норвежська, Європейсько-Африканська, Північно-Американська, Африканська, Бразильська і Антарктико-Атлантико-Індійська. В них глибина океану місцями перевищує 6000 _ 7000 м. До океанічних улоговин хребет знижується круто. На його схилах виявлено 2 _ 3 рівні підводних плато, поділених високими уступами.

Гребінь Серединного Атлантичного хребта має поздовжні розломи. По ньому проходить западина (грабен, або рифт), розміщена між розломами. Глибина рифту перевищує 2000 м, ширина його _ приблизно 30 км, схили його сильно розчленовані. Місцями вздовж нього розташовані вулкани. З продуктів вулканічних вивержень на рифті Серединного хребта, в Північній частині Атлантичного океану утворився острів Ісландія. Рифт іноді подвоюється або зникає. Змінюється також його глибина. За походженням рифт _ розрив земної кори, викликаний, на думку одних дослідників, її розтяганням, а інших _ стиском.

У структурі Серединного Атлантичного хребта важливе значення мають численні поперечні розломи. Деякі з них простягаються на велику відстань простежуються під материками. Поперечні розломи поділяють Серединний хребет на багато блоків та масивів. Удовж розломів розрізнені частини хребта часто пересунуті на значну віддаль, зокрема в екваторіальній частині Атлантичного океану _ на кілька сот кілометрів у західному напрямку.

Поперечні розломи часто з'єднують хребти з острівними дугами. Вони являють собою граничні утворення між такими глобальними деформаціями земної кори, як гірські кряжі, острівні дуги, рифти та блоки, що ніби вклинюють або трансформують їх одні в одні. Такі розломи мають назву трансформні.

Утворення поперечних, переважно широтних, розломів Серединного хребта ще не знайшло достатнього з’ясування. Гіпотеза острівного утворення та розростання материкової земної кори пояснює виникнення поперечних розломів широтного простягнення взаємодією сил полярного стиску та екваторіального розтягання земної кулі в процесі обертання її навколо осі. Розтягнення земної кори в екваторіальній зоні вважається також головною причиною зсувів блоків Серединного хребта у широтному напрямку.

Геологічна будова Серединного Атлантичного хребта, за даними геофізичних досліджень і буріння, виконаних в останні роки, характеризується такими особливостями. В осьовій частині цього підводного підняття осадовий шар відсутній або має дуже малу потужність (десятки метрів). Прихильники гіпотези розсування океанічного дна пояснюють це тим, що кора тут молода й осадки поверх неї не відкладалися. Однак відсутність осадового шару в приосьовій частині Атлантичного хребта пояснюється насамперед тим, що цей підводний хребет значно вилучений від джерел зносу. Осадки, що зносяться з континентів, накопичуються в глибоководних улоговинах і на хребет, що піднімається, не попадають. Відсутність осадків можна пояснити і тим, що осадові утворення поховані на хребті під лавами, що вилилися на них.

Гребінь хребта складається з базальту. У центральній частині рифту вік його визначають від сучасного до 18 млн. років. Подекуди виявлені важкі ультраосновні породи — серпентизовані перидотити, які місцями чергуються з блоками габро та базальту і становлять, так званий другий сейсмічний шар у корі серединно-океанічних. У цьому переконують результати глибоководного буравлення. Однак до другого шару входять лежачі між шарами лав осадові породи. В другому шарі можуть бути і сильно серпентізовані ультра основні породи, що укладаються по фізичних властивостях в той інтервал швидкостей, що властивий другому шару океанічної кори.

Якими ж породами складний третій шар серединно-океанічних хребтів? Це, мабуть, саме складне питання. Дотепер залишається неясним, яка потужність третього шару під серединно-океанічними хребтами. Гравіметричний вимір показує, що серединно-океанічні хребти характеризуються мінімумом сили ваги в редукції Буге. Це може свідчити про те, що хребтам властиве потовщення кори. Деякі сейсмічні дані це підтверджують. Так, під островом Ісландія, розташованому на Атлантичному підвідному хребті, потужність кори досягає 40 км. Однак на деяких інших ділянках того ж підвідного хребта стовщення кори не виявлено.

Аналіз геологічної історії Північної Атлантики переконує, що серединно-океанічні хребти, хоча б частково, були закладені там, де раніше був геосинклінально-складчастий пояс. Отже, під другим шаром, що складається з перешаровування базальтів і осадових порід, повинні бути метаморфізовані породи древнього геосинклінального пояса.

У деяких випадках зразки таких порід, що виступають серед більш молодих утворень, виявлені на островах. У Серединно-Атлантичному хребті це найдавніші ультраосновні породи (перидотити) з островів Святого Петра і Святого Павла, метаморфізовані базальтоїди, зібрані в декількох місцях у гребневій зоні хребта, основні і кислі магматичні породи віку 1600−1500 млн. років із гребеня хребта на 45° пн.ш. Західніше, на східному схилі хребта з глибини 4255 м підняті глинисті сланці і кременисті вапняки кембрійського віку. Глинисті сланці, алевроліти палеозойського віку драговані «Академіком Курчатовим» з поверхні хребта до півночі від Ісландії. Геосинклінальний комплекс відкладів, що складає основу серединно-океанічного хребта, повинний досягати значної потужності (10−15 км і більш), і ним, можливо, складене все потовщення третього шару під підводним хребтом.

Крім характерної для океану кори океанічних улоговин і серединно-океанічних хребтів, поширені й інші типи кори, властиві островам, западинам, підводним плато, острівним, дугам, обмеженим глибоководними жолобами.

Потоки та покриви базальту, вивержені в сучасну епоху й недавно. Неодноразово на осі серединного хребта знаходили пліоценові і навіть міоценові відкладення, зцементовані базальтовою лавою На схилах Серединного Атлантичного хребта залягають базальтові маси вивержені раніше. Чим ближче до материка, тим вони старіші. Найдавніші базальти залягають біля материка Північної Америки. Вони вкриті осадочними відкладами середньоюрського віку.