Рифтовой системы

К рифтовым зонам и поясам относят структуры, в которых происходит (или преобладает) горизонтальное расширение (растяжение) земной коры в направлении, поперечном к их простиранию, сопровождаемое подъемом нагретого глубинного мантийного материала. Этот процесс приводит к утонению земной коры и литосферы и образованию вдоль оси растяжения рифтовых впадин. Их расширение и углубление во времени может привести не только к растяжению земной коры, но и спредингу, т.е. полному разрыву ее сплощности и образованию в полосе раскрытия новой коры океанического типа.

Рис.4.22.Глубинная модель рифтогенеза: 1–верхняя кора,2–нижняя кора,3 – литосферная часть мантии,4 – зона плавления мантии,5 – астеносфера,6-7 – движения в литосфере,8 – конвективные течения в астеносфере,11 – новая океаническая кора

Процесс континентального рифтогенеза всегда предшествует спредингу и предваряет возникновение срединноокеанических хребтов. Материковые и океанические рифтовые пояса составная часть мировой рифтовой системы.Главным геоморфологическим признаком внутриконтинентальных рифтовых систем является формирование рифтовых долин по оси сводовых рифтовых поднятий, образующих протяженные на тысячи километров, достаточно широкие области положительных морфоструктур (Восточно-Африканская рифтовая система). Процессы рифтогенеза широко проявлялись на всех этапах развития Земли, начиная с позднего архея.

Проблема причины возникновения рифтовых зон является ключевой в геодинамике. Признается, что для всех рифтовых систем, как и зон спрединга, характерен подъем астеносферы в виде мантийных диапиров.

Особую группу структур рифтогенеза составляют сдвиговые рифты. Они формируются вдоль крупных сдвигов по границе между смещающимися литосферными плитами.В зависимости от масштабов растяжения коры они представлены последовательным рядом бассейнов от типично континентальных до субокеанических, получивших название впадин типа пул-апарт.

Рис.4.23.Модели бассейнов растяжения (пул-апарт) вдоль сдвигов для малых и больших расстояний между разломами (P.Mann, M.R.Hempton, D.C.Bradley, K.Burke). А – зарождение бассейнов на концах непараллельных, прерывистых, с левым поперечным смещением левосторонних сдвигов без перекрытия; Б и В – слабо S-образный раскрывается в зоне косого сечения разлома; Г – по мере возрастания горизонтального смещения по разлому формируется ромбовидный бассейн с редкими вулканами, с оползнями вдоль его склонов, ширина растет синхронно с длиной, перекрытие по разломам значительное; D – спустя десятки миллионов лет образуется узкий субокеанический бассейн с короткими центрамиспрединга

Рифтогенез сопровождается проявлениями магматизма, в том числе наземным вулканизмом.Общим признаком широкого спектра магматических пород является повышенная щелочность. Для рифтовых областей характерны базальтовые выплавки и продукты их дифференциации, так и расплавы кислого состава. Контрастные магматические серии обычно представлены щелочными оливиновыми базальтами, трахитами и фонолитами, а также риолитами, лейцититами и фонолитами. Среди калиевых разностей преобладают лейтициты и лейцитовые базальты. С глубинными источниками магмагенерации связаны щелочные ультрабазиты и сопровождающие их карбонатиты. Подобные сочетания магматических пород указывают на различное гипсометрическое положение магмагенерирующих очагов, расположенных как в аномальной мантии, так и на разных уровнях в коре. В магмагенерации участвует вся кора, продуцирующая магмы среднего и кислого состав. Поэтому рифтовые области континентов характеризуются высокой тектонической активностью, выраженной контрастным расчлененным рельефом, высокой сейсмичностью и вулканизмом.

Процесс рифтогенеза сопровождается возникновением сложной системы разрывных нарушений. Классическая модель континентальных рифтов базируется на представлениях о горизонтальном растяжении рифтового свода и образованными на его оси рифтовых провалов (грабенов), ограниченных сбросовыми смещениями по субвертикальным разломам.

По условиям образования выделяют два типа рифтовых систем и рифтов. Первые – постколлизионные или эпиорогенные рифты возникают вслед за коллизией и консолидацией земной коры. Вторые являются эпиплатформенными и развиты в регионах с консолидированной корой и сформировавшейся литосферой. Они часто отделены длительным временем после последнего, предшествовавшего им, проявления магматизма.

Между океаническим спредингом и эпиплатформенным рифтогенезом много общего. Их сближает природе процесс генерации базальтовых магм на разных уровнях мантии. Приуроченность горячих точек (головных частей плюмов) к рифтам объясняет повышенную проницаемость литосферы и коры, открывающую доступ к поверхности астеносферной магмы. Дополнительным стимулом возникновения расплавов является декомпрессия в кровле астеносферы, возникающая за счет растяжения литосферы и коры.

Спрединг – это процесс растяжения, приводящий к формированию новой океанической коры вдоль дивергентных границ литосферных плит. Зона спрединга совпадает с положением восходящих конвективных течений в мантии, что определяет позиции глобальной системы срединноокеанических хребтов. Вдоль границ расходящихся плит формируется новая океаническая кора.

Фильм»образование океанической коры в зоне спрединга»Ctrl+щелчок

Рис.4.24.Глубинная модель спрединга: 1 – верхняя кора,2 – нижняя кора,3 – литосферная часть мантии,4 – зона плавления мантии,5 – астеносфера,6-7 – движения в литосфере,8 – конвективные течения в астеносфере,11 – новая океаническая кора,12-погружение тяжелых масс.13-листрические сбросы

Спрединг знаменует начало образования океанических литосферных плит. Мощность литосферы под срединноокеаническими хребтами не постоянная. В центре осевых рифтовых долин она минимальна и астеносфера выходит почти на поверхность Земли. По мере удаления от хребтов мощность литосферы увеличивается за счет охлаждения, следовательно, кристаллизации частично расплавленной астеносферы подобно кристаллизации воды в водоемах.

Главной причиной погружения ложа океанов является охлаждение литосферы по мере удаления от срединноокеанического хребта. По мере охлаждения происходит кристаллизация базальтовой выплавки в приграничной подлитосферной зоне астеносферы. Образующиеся при этом ультраосновные породы (перидотиты, главным образом, гарцбургиты) наращивают снизу разрез литосферы. Увеличение ее толщины по мере охлаждения и удаления от срединноокеаничесго хребта ведет к утяжелению литосферы и ее изостатическому погружению. Срединнокеанический хребет сменяют батиальные и абиссальные равнины океана, которые образуют самостоятельный класс океанических структур.

Рис.4.25.Термическое состояние литосферы, По мере удаления от срединноокеанического хребта мощность литосферы увеличивается

При палеогеодинамических реконструкциях спрединговых зон особое значение приобретает изучение магматических пород.Магмагенерирующие очаги под осевой частью рифтовой зоны хребта располагаются на небольшой глубине от (10-15 до 2-3 км). Излившиеся базальты, дайковый комплекс и магматические габбро составляют разрез океанической коры. Базальты по петрохимическому составу принципиально отличаются от состава пород иных геодинамических обстановок. В литературе они получили название базальтоидов типа MORB или СОХ (спрединг-океанических хребтов). В зоне прединга на дне океана формируются подушечные лавы (пиллоу-лавы). Породы всех слоев океанической коры существенно гидратированы. Процессы гидратации приводят к образованию серпентинитов, содержащих до 10-11%связанной воды, содержащеейся также в базальтах и океанических осадках. Ее последующее высвобождение при дегидратации в зонах конвергенции будет играть особую роль в формировании различных магм, возникающих в зонах субдукции.

Строение предельно выровненных океанических равнин осложняют различные подводные вулканические хребты, одиночные острова и возвышенности – плато. Их возникновение связывают с действием плюмов (горячих точек и полей), поставлявших на поверхность преимущественно базальтовую лаву. Вулканические поднятия всегда моложе возраста подстилающей их океанической коры. Под поднятиями ее мощность увеличивается до 20-30 км и сопровождается депрессией Мохо.

Особую категорию внутриокеанических структур составляют микроконтиненты. Их происхождение связывают с откалыванием части континента в ходе спрединга. Их примером является остров Мадагаскар, отторгнутый от Африки плато Рокол - отторженец Северо-Американского континента.

Субдукция. В условиях сходящихся плит вдоль конвергентных границ происходит поддвиг одной плиты под другую. Процесс поддвига океанической плиты под континентальную называется субдукцией.Она относится к числу важнейших глобальных геодинамических процессов, развивающихся вдоль конвергентных границ между литосферными плитами. В зоне конвергенции океаническая литосфера поддвигающейся плиты изгибается вниз и скользит вдоль зоны сейсмичности Беньофа. Результатом субдукции является поглощение океанической литосферы мантией, ее переплавление с образованием широкого спектра магматических расплавов. В ходе поглощения формируется новый переходный тип разреза земной коры активных континентальных окраин.

Рис.4.27.Поглощение океанической литосферы в зоне субдукции

Важнейшим тектоническим элементом зоны спрединга является зона Беньофа – поверхность, по которой океаническая литосфера погружается в мантию. Возникающие вдоль зоны скольжения упругие напряжения реализуются в виде землетрясений, очаги которых трассируют сейсмофокальную зону и крутизну наклона погружающейся литосферы. Результатом субдукции является поглощение океанической литосферы мантией, ее переплавление с образованием широкого спектра магматических расплавов. В ходе поглощения формируется новый перепереходный тип разреза земной коры активных континентальных окраин. Конвергентные геодинамические системы могут быть либо океаническими при схождении океанических литосфер, либо окраинно-материковыми, когда вдоль конвергентной границы сходятся океаническая и континентальная литосферы.

Процессы субдукции при конвергентном взаимодействии литосферных плит проявляются в различной форме, что предопределяет разнообразие возникающих при этом геодинамических структур.

Рис.4.28.Модели зон трех типов субдукционного взаимодействия плит (D.W.Sholl, R.Huene, T.L.Vallier,.J.Howell). А – внутриокеанический тип; Б – тип столкновения континент-океан; В – ороген, образовавшийся при столкновении континент-континент.

Главными элементами зоны субдукции являются глубоководный желоб,островная вулканическая дуга,в отдельных случаях задуговый бассейн.

Важнейшим диагностическим признаком разнообразия геодинамических процессов в зоне субдукции являются проявления магматизма, прежде всего, вулканизма. Изучение вулканизма активных окраин континентов позволяет расшифровать механизмы и процессы конвергенции плит, а через них восстановить причины и условия формирования континентальной земной коры за счет плавления океанической при ее погружении в мантию. С этими процессами связано формирование вулканических островных дуг.К их числу относится "огненное" или "андезитовое" кольцо по периферии Тихого океана. Г.Штилле одним из первых предположил, что андезитовый вулканизм Тихоокеанского кольца обусловлен плавлением океанической коры по мере ее пододвигания в мантию с изменением ширины магматического фронта и состава магматических пород.

Положение магмагенерирующих очагов совпадает с поверхностью сейсмофокальной зоны. Глубина залегания сейсмофокальной зоны, над которой располагаются действующие вулканы, варьирует от 80 до 350 км. Поднимающиеся расплавы и флюиды формируют на пути своего движения промежуточные (вторичные) очаги магмагенерации на разных уровнях литосферы и коры, нависающей над фокальной зоной. В результате это отражается на составе магматических (вулканических) пород. Не случайно состав продуктов вулканических извержений оказывается различным. Однако среди них ведущее значение играют излияния андезитовой и базальтовой лавы.

Формирование активных окраин сопровождается мощным вулканизмом. Конвергентное взаимодействие сходящихся плит приводит к возникновению строгой поперечной зональности сопряженных структур: глубоководного желоба, вулканической или магматической дуги и сменяющего их в сторону континента задугового бассейна. Все они объединяются понятием активная континентальная окраина. Выделяются два типа окраин: Западно-Тихоокеанская и Восточно-Тихоокеанская. Тектонотипом первой являются западные окраины Тихого океана, представленные системами глубоководных желобов (Марианский и др.), гирляндой вулканических островов (Алеутские, Курило-Камчатские, Японские и др.). На сопряжении с континентом их сменяют задуговые бассейны (Японское, Филиппинское и другие моря). Тектонотипом Восточно-Тихоокеанской окраины являются складчатые горные сооружения Кордильер и Анд, так же ограниченные от океана глубоководными желобами. В отличие от первого типа они характеризуются отсутствием задуговых морей, место которых занимают задуговые континентальные впадины. Каждая из латерального ряда структур отличается не только тектоническим строением, но и магматизмом.

Рис.4.29.Активная окраина Западно-Тихоокеанского типа

Рис.4.30.Активная окраина Восточно-Тихоокеанского типа

Наличие многочисленных разноуровенных промежуточных очагов и камер в литосфере и коре предопределяет общий ход магматической дифференциации.В островных дугах в отличие от магматизма в океане сильнее проявляются процессы взаимодействия первичных мантийных магм с субстратом путем контаминации (ассимиляции) и магматического замещения. Базальтовая магма постепенно может превращаться в андезитовую. Процесс формирования кислых магм сложный.

В окраинах Восточно-Тихоокеанскоготипа островные отличаются последовательной сменой магматических серий,в которых толеиты сменяют андезиты, андезит-дациты, базальты и риолиты.

Активные окраины Западно-Тихоокеанского типа отличаются от других геодинамических обстановок. Главным признаком магматизма является участие в магмаобразовании глубоких частей верхней мантии, а также континентальной коры. Об этом свидетельствует широкое развитие типично коровых палингенных магм дацитового, риолитового и андезитового состава. Огромная мощность континентальной коры и ее меньшая проницаемость способствовали генерации больших объемов магм, сосредоточенных в крупнообъемных промежуточных резервуарах. С ними связаны крупнейшие в мире интрузии.

Магматизм задугового рифтогенеза и спрединга завершает латеральную магматическую зональность структур активных континентальных окраин и сосредоточен в пределах задуговых бассейнов и впадин,которые характерны для окраин Восточно-Тихоокеанского типа. Они расположены над зоной субдукции между вулканической (магматической) дугой и континентом.Возникновение структур исследователи связывают с высоким тепловым потоком. Геодинамические обстановки растяжения способствуют возникновению мантийных магм и их выходу к поверхности. Этим объясняется широкое развитие базальтов.

Многообразие форм проявления субдукционных процессов на конвергентных границах свидетельствует о необычайно сложных взаимоотношениях между сходящимися литосферными плитами, что отражается в различных сочетаниях и масштабах магматизма и осадконакопления, распределения полезных ископаемых.

Коллизия. При столкновении плиты в результате общего сжатия испытывают складчатость. Этот процесс получил название коллизии, а возникающие при этом структуры называются коллизионными. Длительный процесс спрединга океанической коры и ее последующая переработка в ходе субдукции завершаются в итоге коллизией океанических и окраинноконтинентальных структур с образованием на их основе коллизионных складчатых поясов, сложенных новообразованной континентальной корой. Их внутреннее строение необычайно сложное, Различают два основных типа складчатых поясов – межконтинентальные и окраинно-континентальные.

Рис.4.31.Межконтинентальная коллизия завершает закрытие океана

Рис.4.32.Новая континентальная кора,возникшая в ходе коллизии

Межконтинентальная коллизия возникает в условиях сходящихся континентов, когда относительно легкие сиалические массы на фоне регионального сжатия не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие, формируя коллизионные складчатые пояса. Окраинноконтинентальные или субдукционные складчатые пояса формируются вдоль активных континентальных окраин за счет причленения к континенту испытавших складчатость островных дуг, микроконтинентов, задуговых бассейнов и др. Напряжения сжатия передаются также внутрь континента, формируя тем самым деформационные структуры континентального ряда.Коллизионные процессы завершают формирование новой континентальной коры.

Различают два основных типа складчатых поясов – межконтинентальные и окраинно-континентальные. Межконтинентальная коллизия возникает в условиях сходящихся континентов, когда относительно легкие сиалические массы на фоне регионального сжатия не погружаются в мантию, а вступают в активное механическое взаимодействие, формируя коллизионные складчатые пояса. Окраинноконтинентальные или субдукционные складчатые пояса формируются вдоль активных континентальных окраин за счет причленения к континенту испытавших складчатость островных дуг, микроконтинентов, задуговых бассейнов и др. Напряжения сжатия передаются также внутрь континента, формируя тем самым деформационные структуры континентального ряда.

Столкновение и последующая коллизия сопровождаются образованием контрастного горного рельефа земной поверхности, а в глубоких недрах земной коры развивается палингенез. Именно поэтому среди коллизионных структур формируются зоны палингенных, преимущественно гранитоидных плутонов с сопровождающим их наземным вулканизмом.Основная особенность областей коллизии - массовое проявление гранитообразования, обусловленного, прежде всего развитием процессов плавления сиалической континентальной коры. Они начинаются в активных окраинах андийского типа и продолжаются в коллизионных поясах, где широко развиты гранит-гнейсовые купола и батолитовые гранитоидные плутоны.Интенсивные складчато-надвиговые деформации в зонах коллизии сопровождаются проявлениями высокоградиентного метаморфизма. Повышение температуры в этих зонах вызывает палингенез и возникновение очагов магмагенерации в континентальной коре, формирующих в итоге коллизионные гранитоиды типа S (седиментационный). Они отличаются от типично коллизионных типа I (магматический) повышенной щелочностью.

Азональный режим горячих точек и полей. На Земле широко распространены значительные по масштабам области внутриплитного магматизма. Механизм их формирования связывают с восходящими струями нагретого материала – плюмами, очаги генерации которых могут располагаться на разных уровнях в мантии, вплоть до ее границы с ядром. Области внутриплитного магматизма большинство исследователей связывают с мантийными плюмами. Среди них выделяются континентальные траппы, океанические траппы с базальтовым вулканизмом поверх более древней океанической коры, подводные вулканические хребты и отдельные вулканы в океанах, внутриокеанические поднятия. С плюм-тектоникой связывают спрединг и рифтогенез.

Рис. 4.33.Крупнейшие провинции платобазальтов

Поиск по сайту: