Riftivööndid on väga ulatuslikud (palju sadu ja tuhandeid kilomeetreid pikad) planeedi skaala ribataolised tektoonilised vööndid, mis on jaotunud mandritel ja ookeanides, kus toimub sügava (mantli)materjali tõus, millega kaasneb selle levik külgedele, mis viib enam-vähem olulise põikivenituseni maakoore ülemistes tasandites. Laienemisprotsessi kõige olulisem struktuurne väljendus Maa pinnal on tavaliselt sügava ja suhteliselt kitsa (mitmest kilomeetrist kuni mitmekümne kilomeetrini), sageli astmelise (sümmeetrilise või asümmeetrilise) grabeni moodustumine, mida piiravad tavalised suure sügavusega rikked. (rift ise või “rift Valley”) või mitu (vahel terve seeria) sarnast grabeni. Grabeenide põhja lõikavad ka vead ja pingepraod. Grabeenide põhja vajumine nende külgede suhtes eelneb reeglina neisse settematerjali kuhjumisele, kuigi viimastele lisandub paljudel juhtudel nende täitmine vulkaaniliste saadustega ja seetõttu on lõhedel tavaliselt selge otsene väljendus. reljeef lineaarsete süvendite kujul. Enamasti on lõhed mõlemalt poolt või vähemalt ühelt poolt raamitud asümmeetriliste tõusudega (kaldus poolkaared, ühepoolsed horstid ja harvem horstid), mis on ühel või teisel määral murtud nagu grabenid, piki-, diagonaal- ja põikipragude, rikete ja sageli sekundaarsete kitsaste grabeenide tõttu. Mõnel juhul toimub tõus ka lõhe sees, jagades selle kaheks haruks. Nende tõusude ja lõhede süvendite mahtude suhe peegeldab tõusu ja pikenemise skaalade suhet konkreetses lõhetsoonis. Mõnda neist, eriti ookeanilisi, iseloomustab põikisuunaliste nihkenihete oluline roll, eriti nn transformeerivate rikete tsoonides.
Riftivööndid üldiselt ja peamiselt aksiaalsed grabenid (riftid) on suurenenud või isegi väga kõrge seismilisusega, maavärinakolded asuvad mõne kilomeetri kuni 40-50 km sügavusel ning pingemustrit fookustes iseloomustab maksimumi ülekaal subhorisontaalselt. suunatud pinged, mis on ligikaudu risti mõratsooni teljega. Riftivööndeid, välja arvatud harvad erandid, iseloomustab suurenenud soojusvoog, mille suurus üldiselt suureneb, kui nad lähenevad oma teljele, ulatudes sageli 2-3 ja mõnikord isegi 4-5 soojusvoo ühikuni. Enamiku riftivööndite arenguga kaasnevad hüdrotermilise aktiivsuse ja magmatismi ilmingud ning eriti vulkaanipursked, mis on toidetud maapõuest ja mõnes mandrilises riftivööndis, võib-olla ka maakooresisesetest magmakambritest. Kuid magmaatilise protsessi ulatus, selle saaduste maht, koostis ja seos teatud lõhestumise etappidega ja teatud lõhetsooni osadega varieeruvad äärmiselt suurtes piirides. Koos lõhede tsoonidega, kus magmaatiline tegevus saatis nende arengu kõiki etappe ja selle saadused katavad peaaegu kogu nende pindala ja ulatuvad sadade tuhandete kuupkilomeetrite mõõtmeteni, on lõhesid, kus see ilmnes lokaalselt, juhuslikult või täielikult.
Ookeanide riftivööndeid iseloomustab kontrastne triibuline kahepoolselt sümmeetriline magnetväli, mis valitsevate ideede kohaselt tekib lõhenemisprotsessi käigus ja justkui jäljendab selle üksikuid etappe. Mandriliste riftivööndite magnetväli peegeldab aga suures osas nende keldri ehituslikke iseärasusi ja läbis riftimise käigus vaid mõningase ümberstruktureerimise. Riftivööndeid iseloomustavad Bougueri anomaaliaväljas tavaliselt, kuigi mitte alati, gravitatsioonimiinimumid, kuid mõne neist aksiaalsetel osadel on kitsad maksimumid, mis on põhjustatud mafilise ja ultramafilise materjali tõusust. Gravitatsioonianomaaliate kuju, suurus ja häireid põhjustavate tegurite olemus võivad aga oluliselt erineda. Reeglina on riftivööndid isostaatilise tasakaalu oleku lähedal.
Kaasaegsetes riftivööndites on maakoor külgnevate aladega võrreldes mõnevõrra õhem ning vahevöö ülemist osa, vähemalt vahetult M-pinna all, iseloomustab paljudes neist pikisuunaliste seismiliste lainete anomaalselt väike kiirus (7,2-7,8). km/s ) ning mõnevõrra vähenenud tihedus ja viskoossus, mis on ilmselt tingitud suurenenud termilistest tingimustest ja mõnel juhul ka selektiivsete sulamiskeskuste tekkimisest ülemises vahevöös. Need dekompresseeritud vahevöömaterjalist läätsed või "padjad" kujutavad tõenäoliselt astenosfääri katuse projektsioone, mis ulatuvad maakoore põhjani tänapäevaste lõhede tsoonide all. Riftivööndid eksisteerivad harva eraldiseisvana; reeglina moodustavad need rohkem või vähem keerukaid kombinatsioone. Naabruses asuvate riftivööndite “liitumise” meetodid ja nende rühmitamise üldplaan võivad olla väga mitmekesised ning samas mandri- ja ookeanivööndite vahel oluliselt erineda. Me nimetame kombinatsioone paljudest omavahel tihedalt seotud ruumiliselt ligikaudu samaaegsetest sarnaste või erinevat tüüpi lõhesüsteemidest. Seda terminit saab kasutada mis tahes lõhede tsoonide kombinatsiooni kohta, olenemata nende suurusest, keerukusest ja mustrist, kuid seda kasutatakse peamiselt nende kombinatsioonide puhul, mida iseloomustavad erinevalt orienteeritud riftivööndid, puutaoline muster või mitme poolisoleeritud haru olemasolu, mitte ribakujulised, vaid sarnased isomeetrilise üldkontuuriga. Juhtudel, kui riftivööndid (või nende süsteemid) moodustavad üksteisega kombineerituna lineaarselt piklikke struktuure, mille pikkus on mitu või isegi mitu tuhat kilomeetrit, nimetame neid riftivöödeks (analoogselt geosünkliaalsete ja orogeensete vöödega). Mõistet lõhesüsteem kasutatakse ka kõigi Maa omavahel seotud lõhede vööndite kohta, mis koos moodustavad meie planeedi pinnal keeruka lookleva ja hargneva võrgustiku. Viimasel juhul räägime globaalsest lõhesüsteemist. Viimane ühendab oma põhiharudega enamiku Maa lõhevöödest (ja süsteemidest). Selle põhiosa ületab ookeane ning mitmes Maa piirkonnas tuhmuvad otsad ja oksad tungivad sügavale mandritesse. Kuid mandrite sees (ja võib-olla ka ookeanides) on ka eraldi, isoleeritud lõhede vööndeid ja isegi eraldiseisvaid lõhede vööndeid, mis ei ole seotud globaalse lõhesüsteemiga.
1) ookeaniline ehk ookeanisisene, mille puhul nii aksiaalsel "lõheorul" kui ka selle karkassil on ookeanilähedane koorik, mille all on vahevöö materjalist eend, mille seismiliste lainete kiirus ja tihedus on anomaalselt vähenenud, võrreldes ülaosa omaga. mantli osa;
2) mandritevaheline, mille aksiaalsel osal on ookeanisiseste riftivööndite omale lähedane koorik, selle perifeersed osad on mõnevõrra õhenenud ja ümbertöödeldud mandrilise maakoorega ning “õlgadel” on tüüpiline mandriline maakoor. Mandritevahelised lõhede tsoonid, nagu ka mandrisisesed, võivad moodustada kas platvormidel (Adensky ja Krasnomorsky lõhed) või noore volditud ala sees (California lahe lõhe);
3) kontinentaalne ehk intrakontinentaalne, mille puhul nii lõhe kui ka selle “õlgade” on mandri-tüüpi koorikuga, kuid tavaliselt mõnevõrra õhenenud, eriti lõhe all (20–30–35 km), killustatud, ebanormaalselt kuumenenud ja läätsega kaetud. mõnevõrra dekompresseeritud mantlimaterjalist.
Looduses täheldatud mandritevaheliste lõhede vastastikused üleminekud ja tihedad struktuursed seosed mandritevaheliste lõhede kaugele arenenud arenguprotsessi tulemusena. Vähemalt osa mandritevaheliste lõhede tsoonide laiusest (suurusjärgus mitukümmend kilomeetrit) on ilmselt tingitud mandrilise maakoore plokkide tõuke- või tõukejõu-nihke deformatsioonidest ja mantli päritolu materjali väljaulatumisest nende vahel, samas kui mandrisiseses piirkonnas. lõhesid käsitleme peamiselt mitmekilomeetrise pikenemisamplituudiga mandrilise maakoore plokkide grabenitaolist vajumist ja mitte alati avanevate pragude täitmist tammilaadsete sissetungidega. Mandritevahelised riftivööndid on omakorda struktuurselt tihedalt seotud India ja Vaikse ookeani riftivöödega, milles süvamaterjali kerkimise ja horisontaalse paisumise protsess toimub veelgi intensiivsemalt. Siiski oleks mõttetu eeldada analoogia põhjal, et kõik lõhede tsoonid ja ookeanivööndid kujutavad endast mandritevaheliste lõhede arengu edasist etappi ja tekkisid seetõttu mandri maakoore plokkide veelgi suurema eraldumise tulemusena. Näiteks Vaikse ookeani idaosa riftivöö kohta võime üsna kindlalt väita, et see on Vaiksest ookeanist noorem ja tekkis ookeanilisel maakoorel. Asjaolu, et selle riftivöö jätk läheb peaaegu täielikult üle Põhja-Ameerika mandrile ja asetseb Kordilleraani mesosoikumi volditud piirkonna peal, viitab ilmselgelt sellele, et riftimise tõukemehhanism on seotud nii suurte sügavustega, kus ookeanide ja mandrite vahelised erinevused puuduvad. kauem mõjutatud, kuid Selle protsessi spetsiifilised ilmingud Maa pinnal erinevad oluliselt sõltuvalt sellest, kas see mõjutab ookeanide maakoort, noori volditud alasid, platvorme jne.
Kolmesse kindlaksmääratud kategooriasse kuuluvad riftivööndid ja vööd erinevad oluliselt oma suuruse, struktuurivormide morfoloogia, vulkanismi ulatuse (suurim ookeanide riftivööndites), selle saaduste keemia poolest (toleiiitsed basaltid riftivööndites, kivimid väga mitmekesine happesuse ja aluselisuse poolest riftivööndites). Mandrite tsoonid), soojusvoo suurus (suurim ookeanilistes riftivööndites), magnetvälja struktuur, pingete muster maavärina allikates (mandri riftivööndites survepingete vektor on orienteeritud subvertikaalselt ja ookeanilistes - tavaliselt alamhorisontaalselt ja alaparalleelselt riftivööndi löögiga) jne. e. Mandri riftivööd iseloomustavad sellised külgnevate riftivööndite ruumilised kombinatsioonid nagu nende selge läbilõige, et ešeloni paigutus, küünarliigendus, lehvikukujuline lõhenemine, kolme erineva nurga all koonduva tsooni ristmik, vastastikune paralleelsus, kahe kõrvuti asetseva tsooni painutamine neid eraldava suhteliselt „jäiga” ploki ümber, mängides omamoodi keskmise massiivi rolli riftivöö struktuur. Vastupidi, ookeanide riftivöödeid iseloomustavad nende ristumiskohad arvukad põiki- või diagonaalsed nn transformeerivad rikked, mis jagavad need vööd eraldi põiki segmentideks (riftitsoonideks), mille teljed näivad olevat üksteise suhtes nihkunud. .
Mandrilõhede tsoonide tüübid. Kaasaegsete mandrite riftivööndite tüüpide tuvastamisel tuleks arvesse võtta järgmisi põhikriteeriume: a) riftingu areeniks kujunenud ala tektoonilise asendi tunnused, aluskorra struktuur ja varasem geoloogiline ajalugu, b) tektooniliste struktuuride iseloom. riftingu käigus tekkinud ja nende tekkemustrid, c) riftinguga kaasnevate ja mõnikord sellele eelnevate magmaprotsesside roll, ulatus ja omadused.
Esimese kriteeriumi alusel võib riftivööndid ja mandrivööndid jagada kahte põhirühma: 1) riftivööd ja platvormvööndid (epiplatvormi riftivööd ja -tsoonid), milles rifide teke algas pärast väga pikka perioodi (200-500 miljonit aastat). või rohkem). ) platvormi arendamise etapp või sellele lähedane; 2) riftivööd ja noorte volditud struktuuride tsoonid (epiorogeensed riftivööd ja tsoonid), kus sarnane protsess järgnes vahetult nende geosünklinaalse arengu, s.o orogeensuse staadiumile, või isegi kombineeriti epigeosiklinaalsele orogeneesile iseloomulike nähtustega. Epiplatvormi riftivööd iseloomustavad suurte üksikute aksiaalsete grabeenidega riftivööndid ja sellega kaasneva vulkanismi produktide subalkaline või aluseline iseloom, sageli karbonaatide osalusel. Vastupidi, epiorogeensete riftivööde ja tsoonide jaoks on tüüpilised paljude kitsaste grabeenide, horstide ja ühepoolsete plokkide kombinatsioonid ning nende vulkaanilised moodustised kuuluvad lubja-aluselistesse sarja.
Enamik kaasaegseid kontinentaalseid epiplatvormi lõhesid piirdub peamiselt platvormide volditud aluse eenditega, st piirkondadega, mis kogesid pikaajalist stabiilset tõusu, ja palju harvemini - platvormi katte arenduspiirkondadega (Levantine, Põhjameri, ja osaliselt Etioopia lõhede tsoonid). Enamasti asetsevad lõhede tsoonid hilisproterosoikumi (Grenville, Baikal) voltimise või tektono-magmaatilise uuenemise piirkondade peal, vältides iidsema – arhei või varajase proterosoikumi konsolidatsiooni piirkondi, mis toimivad nende lõhede välimise „raamina”. vööd või moodustavad nende sees omapärased “kõvad” keskmassiivid (Victoria massiiv Aafrika-Araabia vöö lõunaosas). Hoopis harvemini tekivad epipaleosoikumi platvormi vundamendil (Reini-Liibüa riftivöö Reini-Rhone lõik). Enamasti pärivad noored lõhestruktuurid keldri iidsete volditud ja murtud konstruktsioonide lööke või “kohanduvad” nendega, moodustades küünarnuki, siksaki ja ešeloni kombinatsioone. Seega lõheneb iidne anisotroopne kelder lõhenemise käigus kõige nõrgemate suundade järgi, nii nagu lõheneb küttepuu palk vastavalt puidu kiulisele tekstuurile. Keldri nõrgestatud tsoonid, mida kasutasid tsenosoikumi lõhestruktuurid, muutusid aeg-ajalt pika platvormi arendamise käigus (paleosoikumis või mesosoikumis) aktiivsemaks ja toimisid kas magmaatiliste sulade suurenenud läbilaskvusega tsoonidena ja intrusioonide, eriti rõnga sissetoomise tsoonidena. -tüüpi leeliselised massiivid või rikete ja grabeenide tsoonid.
Epiplatformsete riftivööndite hulgas eristatakse selgelt kahte tüüpi, mis erinevad oluliselt struktuuride olemuse, vulkanismi suhtelise rolli ja tekkeloo poolest. Autor nimetas neid pragudeks ja kuppelvulkaanilisteks (Milanovski, 1970):
a) kaarvulkaanilist tüüpi riftivööndeid (Ida-Aafrika Etioopia ja Keenia tsoonid) iseloomustab erakordselt võimas ja pikaajaline maapealne vulkaaniline tegevus. See algab suurel alal isegi enne lõhe teket ja jätkub seejärel aksiaalses grabenis ja sellega seotud sekundaarsetes grabeenides ja riketsoonides. Põhirolli mängivad tugevalt aluselise ja nõrgalt aluselise seeria põhi- ja vahepealsete laavade ja püroklastoliitide pursked. Etioopia riftivööndis mängivad olulist rolli ka happelised (kõrge aluselisusega) vulkaanid. Lõhe tekkimisele eelneb ulatusliku õrna ovaalse kaarekujulise tõusu pikaajaline kasv, millega kaasnevad võimsad pursked, seejärel moodustub selle aksiaalses nõrgestatud tsoonis suhteliselt madal grabeen, aga ka täiendavad grabeenid ja sellega seotud rikked - kaare tiibadel on põiki ja diagonaal ning selle perikliinidel lehvikukujuline. Horisontaalse pikenemise amplituud kuplikujulistes vulkaanilistes riftivööndites on minimaalne. Neid iseloomustab mõõdukas seismilisus. Suure gravitatsioonimiinimumiga kupli teke on ilmselt seotud dekompresseeritud, ebanormaalselt kuumutatud materjalist läätse tekkimisega ja üksikute magmakambritega ülemises vahevöös ning grabeenide teke on osaliselt tingitud maakooreplokkide vajumisest. nende kambrite mahalaadimise ajal pursete ajal;
b) pilu tüüpi riftitsoonid eristuvad suurema sügavusega grabeenid, mis võivad ulatuda 3-4 (Ülem-Reini mäe) ja isegi 5-7 km-ni (Lõuna-Baikali kalju). Suured gravitatsioonimiinimumid on seotud lahtiste setete suure paksusega grabeenides. Grabenid seavad üksteist sageli argpükslikult sisse. Ääretõusud on palju kitsamad kui kaarvulkaanilistes lõhedes, neid ei jälgita kõikjal, sageli ainult ühel pool grabeni ja mõnikord puuduvad täielikult ning mõnel juhul (Põhjamere riftivöönd) on tekkinud lõhede areng. toimub üldise vajumise taustal. Kohati tekivad riftivööndis kaare- ja horstikujulised tõusud, mis ulatuvad kohati tohututesse kõrgustesse (Rwenzori kvartalis Tanganjika tsoonis kuni 4-5 km). Gravitatsiooni maksimumid on seotud sisemiste tõusudega ja nende väljaulatuvus on olemuselt antiisostaatiline. Pilu lõhede tsoone iseloomustavad suhteliselt nõrgad, lokaalsed ja episoodilised vulkanismi ilmingud või nende täielik puudumine. Selle tunnuse põhjal võib nende hulgas eristada nõrgalt vulkaanilisi (Tanganyika, Reini ülemjook) ja mittevulkaanilisi tsoone (Baikali riftivöö keskmine segment). Pursete keskpunktid piirduvad sadulate vahel selgelt paiknevate grabenide, nende servaastmete, marginaalsete tõusude ja muude kõrgendatud alade vahel. Naftakeemiliselt on vulkanism lähedal kuppelvulkaanilistele tsoonidele, kuid siin esineb sagedamini äärmiselt aluselisi seeriaid (naatrium või kaalium) ja karbonaate. Vulkaaniline aktiivsus võib esineda lõhenemise erinevates etappides.
Pragude tsoonide moodustumine algab kitsaste lineaarselt piklike grabeenide tekkega (tavaliselt piirduvad iidsete nõrgestatud tsoonidega), mis on algselt täidetud peenklastiga ("melassoidiga"), aga ka karbonaatsete ja kemogeensete setetega, mis hiljem asendatakse jämedam kontinentaalne melass. See moodustiseeria, aga ka geomorfoloogilised andmed näitavad, et ääre- ja sisetõusude intensiivne kasv algas grabeenide tekkest hiljem ning pole kohati veel avaldunud. Kaare kokkuvarisemise tagajärjel tekkiva lõhe mõiste ei kehti pilu lõhede tsoonide puhul. Need tsoonid on seismilisemad kui kuplikujulised vulkaanilised tsoonid. Horisontaalse pikenemise amplituud võib neis olla suurem kui viimastel, kuid ilmselt ei ületa see tavaliselt 5-10 km. Pilu lõhede tsoonides on ilmselgelt märkimisväärne soojusenergia "leke". Mõnes vahetsoonis on lisaks libisevale komponendile ka nihkekomponent. Levantiini tsoonis ületab viimane ilmselt oluliselt põikpikendust ja mõnel selle lõigul läheneb horisontaalne deformatsioon puhtale nihkele.
Riftivöödes ja noorte volditud struktuuride tsoonides järgib riftimine geosünklinaalset arengutsüklit, olles otsene jätk selle viimasele, orogeensele etapile. Riftimisprotsessi käigus neis tsoonides tekib sageli kitsaste, kuid väga laiaulatuslike (kuni sadu kilomeetreid) üksteisega paralleelsete grabeenide süsteem, mida eraldavad võrreldavad kitsad või ühepoolsed horstid (Cordillera riftsüsteem). Plokkide suhtelise liikumise amplituudid mööda neid eraldavaid tavalisi kaldmurdeid ulatuvad 2-5 km-ni. Koos üldise olulise horisontaalse venitamisega võivad ilmneda olulised nihkedeformatsioonid (näiteks San Andrease nihe Californias). Riftstruktuuride tekkele eelnevad ja sellega kaasnevad erakordselt võimsad lubja-aluselise magma pursked, nii happelised kui aluselised. Vulkaanid toideti erineva sügavusega allikatest, mis paiknesid nii mantli ülaosas (basaltvulkanismi kolded) kui ka maakoores (lipariit-datsiitvulkanismi kolded). Laienemise ja sellega kaasneva vulkanismi hajumine väga laial ribal, kus on arvukate grabeenidega mõnedes epiorogeensetes riftivööndites, on ilmselgelt tingitud asjaolust, et riftimine areneb "soojenema" ja "plastilisema" tingimustes ning ülemises osas - killustatud. litosfäär võrreldes epiplatvormi riftivööndite suhteliselt "kõva" ja "külma" litosfääriga.
RIFT (a. rift; n. Rift; f. rift; i. rift), rift zone, on suur ribataoline (plaaniliselt) maakoore horisontaalse ulatuse tsoon, mis väljendub selle ülemises osas kujul üks või mitu tihedat lineaarset grabeni ja nendega konjugeeritud plokkstruktuurid, mida piiravad ja komplitseerivad peamiselt pikisuunalised rikked, nagu kald- ja tõukemurd. Lõhe pikkus on mitusada või üle tuhande km, laius tavaliselt kümneid km. Reljeefis väljenduvad lõhed tavaliselt kitsaste ja sügavate piklike nõgudena või suhteliselt järskude nõlvadega kraavidena.
Lõhesid nende aktiivse arengu (rifting) perioodidel iseloomustavad seismilisus (madalate maavärinakoldetega) ja suur soojusvoog. Lõhede kujunemise käigus võivad need koguneda paksud kihid või , mis sisaldavad suuri õlisid, erinevate metallide maake jne. Anomaalselt kuumutatud ja madala viskoossusega vahevöö ülaosa tekkivate lõhede all kogeb tavaliselt tõusu (nn vahevöödiapir). ) ja osa levib külgedele ning pealmisel koorel on näha kaarekujulist punnitust. Mõned teadlased peavad neid protsesse lõhede tekke peamiseks põhjuseks, teised aga, et ülemise vahevöö ja maakoore lokaalne tõus ainult soodustab mõra tekkimist ja määrab selle lokaliseerimise (või on isegi selle tagajärg), samas kui lõhestumise peamine põhjus. on piirkondlik (või isegi globaalne?) venitav koor. Eriti tugeva horisontaalse venitusega toimub lõhe sees olev iidne mandrikoor täielik rebenemine ja selle eraldatud plokkide vahele tekib sel juhul vahevöö ülaosast pärineva põhikoostisega tardmaterjali tõttu uus õhuke ookeanilist tüüpi maakoor. . Seda ookeanilõhedele iseloomulikku protsessi nimetatakse levikuks.
Lähtuvalt maakoore süvastruktuuri olemusest lõhedes ja nende raamistavates tsoonides eristatakse peamisi lõhede kategooriaid - mandritevaheline, mandritevaheline, perikontinentaalne ja ookeanisisene (joonis).
Kontinentaalsetel lõhedel on kontinentaalset tüüpi maakoor, mis on ümbritsevate aladega võrreldes õhem. Nende hulgas on vastavalt tektoonilise asendi omadustele kuppelvulkaanilist tüüpi (näiteks Keenia, Etioopia, joon. 1) ja nõrgalt või mittevulkaanilise lõhe tüüpi (näiteks iidsete platvormide (epiplatform või intrakratoonsed) lõhed). , Baikal, Tanganyika) (joon. 2) (joonis 2.) aga ka mobiilsete vööde rifte ja riftisüsteeme, mis geosünklinaalse arengu käigus perioodiliselt tekivad ja seejärel transformeeruvad ning tekivad peamiselt nende evolutsiooni postgeosünklinaalsetes etappides (näiteks , Kordillera basseinide ja ahelike lõhede süsteem, joon. 3). Mandrisiseste lõhede laienemise skaala on nende teiste kategooriatega võrreldes väikseim (mitu km kuni esimeste kümnete kilomeetriteni). Kui mandriline maakoor lõhevööndis läbib täieliku rebenemise, muutuvad mandritevahelised lõhed mandritevahelisteks lõhedeks (Punase mere, Adeni lahe ja California lõhed; joon. 4).
Ookeanisisestel lõhedel (nn. ookeani keskahelikud) on ookeanilist tüüpi maakoor nii telgtsoonides (tänapäevase leviku tsoonid) kui ka nende külgedel (joon. 5). Sellised lõheharjad võivad tekkida kas mandritevaheliste lõhede edasise arengu tulemusena või vanemates ookeanipiirkondades (näiteks Vaikses ookeanis). Horisontaalse laienemise skaala ookeanisiseste lõhede korral on suurim (kuni paar tuhat km). Neid lõhesid iseloomustavad neid lõikuvad põikisuunalised rikked (teisendusvead), mis justkui nihutaksid nende riftivööndite naabersegmente plaanis üksteise suhtes. Kõik tänapäevased ookeanisisesed, mandritevahelised, aga ka märkimisväärne osa mandrisiseseid lõhesid on Maa pinnal üksteisega otseselt seotud ja moodustavad maailma lõhede süsteemi.
India ookeani äärealadele iseloomulikud perikontinentaalsed lõhed ja lõhesüsteemid on tugevalt õhenenud mandrilise maakoorega, mis asendab ookeanilist maakoort ookeani sisemuse suunas (joonis 6). Perikontinentaalsed riftivööndid ja süsteemid, mis tekkisid sekundaarsete ookeanibasseinide evolutsiooni varases staadiumis. Mandritevahelised ja ookeanisisesed lõhed tekkisid vähemalt mesosoikumi keskpaigast ja võib-olla ka varasematel ajastutel. Intrakontinentaalsed lõhed iidsetel platvormidel on moodustunud proterosoikumist alates ja seejärel sageli taastunud (nn. Riftitaolised lineaarsed pikendustsoonid, mis hiljem kokku suruti, tekkisid juba aastal (rohekivivööd).
Baikali päritolu on endiselt teadusliku arutelu küsimus. Teadlased hindavad järve vanuseks traditsiooniliselt 25–35 miljonit aastat. See asjaolu muudab Baikali ka ainulaadseks loodusobjektiks, kuna enamik järvi, eriti jääaegsed, elavad keskmiselt 10–15 tuhat aastat, täituvad seejärel mudasete setetega ja soostunud. Siiski on olemas ka versioon Baikali nooruse kohta, mille 2009. aastal esitas geoloogia- ja mineraaliteaduste doktor Aleksandr Tatarinov, mis sai kaudse kinnituse Baikali ekspeditsiooni “Maailmad” teises etapis. Eelkõige võimaldab mudavulkaanide tegevus Baikali põhjas teadlastel eeldada, et järve kaasaegne rannajoon on vaid 8 tuhat aastat vana ja süvavee osa 150 tuhat aastat vana.
Mõned teadlased selgitavad Baikali teket selle asukohaga transformatsioonimurde tsoonis, teised väidavad, et Baikali all on mantelsammas, teised aga seletavad lohu teket passiivse lõhestumisega Euraasia ja Hindustani kokkupõrke tagajärjel. Olgu kuidas on, aga Baikali ümberkujundamine kestab tänaseni – järve ümbruses esineb pidevalt maavärinaid. On oletatud, et lohu vajumine on seotud vaakumkeskuste tekkega basaltide pinnale valgumise tõttu (kvaternaari periood).
P.A. Kropotkin (1875) arvas, et lohu tekkimine oli seotud maakoore lõhenemisega. I.D. Chersky omakorda pidas Baikali teket maapõue süvendiks (Siluris). Praegu on “lõhede” teooria (hüpotees) laialt levinud. Selle hüpoteesi kohaselt moodustub maakoore kokkusurumise tulemusena tohutu kaarjas tõus ja pinge, mis seejärel asendab kokkusurumist, põhjustab kaare ülemise osa vajumise piki telge.
N.A. Florensov peab Baikali lohku Baikali lõhede vööndi keskseks, suurimaks ja vanimaks lüliks, mis tekkis ja areneb samaaegselt maailma lõhede süsteemiga. Süvendi "juured", mis lõikavad läbi kogu maakoore, lähevad ülemisse vahevöösse, see tähendab 50–60 km sügavusele. Baikali basseini all ja ilmselt kogu riftivööndi all toimub anomaalne aluspinnase kuumenemine, mille põhjus on siiani ebaselge.
Üles hõljuv kerge kuumutatud aine tõstis maakoore enda kohale, murdes selle kohati läbi kogu paksuse ja moodustades aluse Baikalit ümbritsevatele tänapäevastele seljandikele. Samal ajal levis kuumutatud aine kooriku all külgedele, mis tekitas horisontaalsed tõmbejõud. Maakoore venitamine põhjustas iidsete rikete avanemise ja uute teket, üksikute plokkide laskumist mööda neid ja mägedevaheliste nõgude - lõheorgude - teket, mida juhtis hiiglaslik Baikali lohk.
Baikali põhjasetete uurimisel spetsiaalsete kolb-vaakumtorude abil õnnestus teadlastel valida järve erinevates piirkondades 10-12 m pikkused põhjasetete sambad.Kõigis basseinides on põhjasetete pinnakihte esindatud peeneteralise mudaga. setted. Kuid sammaste alumises osas, 8-10 m sügavusel põhjapinnast, oli erinevates kohtades liivasademeid, mis tekivad tavaliselt järve madalatel aladel või jõesängides, nende deltades ja deltates. põhjasetete intensiivse segunemisega alad. Samas pole praegu midagi sarnast 1000-1600 m sügavusel Baikalis, kus leidub liivamaardlaid. Selle põhjal sündis hüpotees, et Baikal oma suurte sügavustega tekkis üsna hiljuti ja osa uurijaid hakkas mudakihi all olevaid liivaseid ladestusi nimetama Baikali-eelseks. Avatud Baikali settimise kiirus on praegu keskmiselt 4 cm 1000 aasta kohta. Järelikult pole raske välja arvutada aega, mil Baikal ei olnud veel Baikal, vaid selle asemel olid madalad veehoidlad või vooluveekogud - ainult 200-250 tuhat aastat tagasi. Geoloogilises ajaskaalas on see üsna hiljutine, peaaegu inimeste silme all.
Paleontoloogide ja paleolimnoloogide uuringud näitavad, et Baikalil on ranniku erinevates piirkondades üsna laialt levinud tertsiaariperioodi järveladestused koos spetsiifilise fossiilse järvefaunaga - molluskid, taimejäänused ja muud organismid. Nende leidude ja maardlate vanus on vähemalt 20-25 miljonit aastat. Järelikult eksisteeris juba siis tänapäevase Baikali alal üsna järve-tüüpi veehoidla, millel oli märkimisväärne sügavus. Võib-olla ei langenud selle piirjooned täpselt kokku tänapäevase järve kontuuridega - näiteks lõunapoolses basseinis oli see mõnevõrra laiem. Sel ajal oli Barguzini orus ilmselt üsna sügav järv ja Tunka madalikus terve rida järvi. Kaasaegsed piirjooned võisid kujuneda suhteliselt hiljuti, võib-olla jää- või jääajajärgsel perioodil, sest nii Baikali basseini kui ka kogu Baikali lõhe areng jätkub – sellest annavad tunnistust arvukad iga-aastased maavärinad.
Ja liivasademed põhjasetete paksuses suurel sügavusel võisid tekkida mudavoolude, hägususvoolude ja veealuste maalihkete ajal. Näiteks leiti Vaiksest ookeanist California rannikust mitmesaja kilomeetri kaugusel samad liivased ladestused, mis on toodud häguhoovuste ja veealuste maalihkete tõttu. Vaja on põhjalikumaid uuringuid, võib-olla põhjasetete puurimist suurtes sügavustes, et jälgida Baikali järve basseini arengu ajalugu ning looma- ja taimemaailma arengut.
Riftid kui globaalsed geotektoonilised elemendid on maakoore pikendusele iseloomulik struktuur. Lõhede mõiste hõlmab ka kitsaid reljeefivorme - vaod (“grabens”), mida setetega pole veel kompenseeritud; suured ja laiad lohud piisava vahega külgedega; kuplikujulised või harjataolised tõususüsteemid, mida komplitseerib aksiaalne graben (näiteks lõhed ookeanide keskosas ja Ida-Aafrikas). Arvatakse, et see kõik on vaid erinevad ajutised etapid lõhestruktuuride kujunemisel, mida praegu avastati ookeanidel ja mandritel. Vanuse määravad setted ja setted.
Planetaarsete lõhede süsteemide seas on esikohal 1957. aastal avastatud kainosooikumis moodustunud ja tänapäevani arenev World Rift System (WRS), mis ulatub üle 60 tuhande km pikkuse maailma ookeani vete all. ja mitmed selle harud ulatuvad ka mandrile. MSR-id on laiad (kuni tuhat kilomeetrit või rohkem) tõusud, mis tõusevad 3,5–4 kilomeetrit põhjast kõrgemale ja ulatuvad tuhandete kilomeetriteni. Aktiivsed lõhede tsoonid piirduvad seljandike aksiaalsete osadega, mis koosnevad kitsaste grabenide süsteemist (lõhekurud, nagu Baikal), mida raamivad lõhestatud mäeahelikud, nagu Baikal, Barguzin ja muud Baikalit ümbritsevad seljandikud.
Muud lõhed (planeedi skaalal) hõlmavad lõhesid, mis piirduvad mandritega (välja arvatud ülalmainitud) - näiteks Reini mäetipp (pikkus umbes 600 km) või Baikali lõhe (pikkus üle 2,5 tuhande km). Kaasaegsetel mandrilõhede tsoonidel on palju ühist MSR-i kuuluvate ookeani keskahelike lõhedega. Nende esinemist seostatakse ka sügava materjali kerkimise, kaare kerkimise, maakoore horisontaalse venimise selle surve all, maakoore hõrenemise ja Mohorovici pinna kerkimise protsessidega. Kontinentaalsed riftsüsteemid (CRS) moodustavad ka hargnevaid laiendatud süsteeme (sarnaselt MSR-idele), kuid on reljeefis palju vähem väljendunud, mistõttu mõned nende lülid tunduvad isoleeritud. 3-3,5 kilomeetri paksuse veekihi alla mattunud lõhekurgu on esmapilgul raske Baikali analoogiks nimetada. Baikali ja ookeani lõhede tsoonide päritolu on sisuliselt sama. Enamikul KSR-idelt on kujunemisaeg tsenosoikumis. Baikali lõhe tekkis paleogeeni lõpus. Ristlõikes on riftivöönd erinevate nurkade all kaldu olevate plokkide süsteem, mis sukeldub järk-järgult teljeosa suunas. Liidesed on tavaliselt järsult vähenevad vead.
Mandrilõhede maakoort iseloomustab märgatav hõrenemine kuni 20-30 km, Mohorovici pinna kerkimine ja settekihi paksuse suurenemine, mistõttu on maakoor läbilõikes kaksiknõgusa läätse kujuga. Riftstruktuuride uurimisel on palju veel selgitamata ja uurimata. Kas lõhestamine on meso-cenosoikumi ajastule ainulaadne protsess? Kas see protsess tekkis alles järgmise 100–150 miljoni Maa eluaasta jooksul või peaks see vastutama oma näo muutumise eest varasematel ajastutel? Nendele küsimustele pole veel selget vastust saanud.
Riftimisprotsesse tuleks pidada üheks iseloomulikuks tunnuseks maakoore arengule, mis toimus kogu selle eluloo vältel. Neid põhjustab maakoore horisontaalne venitamine, mis viib vertikaalse vajumiseni. Maakoore plokid ja mantlimaterjali kerkimine pinnale. Riftitsoonide arengus on teatud etapimuster. Esimesel etapil moodustub dekompressiooniga mantlimaterjali lekkimise tõttu maapõues kuplikujuline või lineaarselt pikenenud tõus, seejärel venimise tõttu nende kõige kõrgemal asuvatesse kohtadesse grabeni süvendid. Järgmistes etappides võivad riftivööndid toimida suuremate vajumiste aksiaalsete osadena või pikenemise kompressiooniga asendamisel degenereeruda geosünklinaalset tüüpi volditud kõrgendatud struktuurideks.
Riftivööndite jaotus ei ole rangelt lineaarne. Nende üksikud osad (elemendid) nihutatakse vastastikku ristisuunas mööda transformatsioonivigu. Kaasaegsete ja iidsete riftivööndite uurimine ookeanis ja mandritel annab selge ülevaate nende suurte geoloogiliste planeetide struktuuride struktuurist ja geoloogilisest ajaloost, samuti paljude kilomeetrite settekivimite naftapotentsiaalist, mis täidavad paljusid rift basseinid. Baikali järv kui suhteliselt noor riftivöönd võib oma edasise uurimisega anda veelgi ulatuslikumat materjali riftivööndite geoloogiliste ja magmaatiliste protsesside olemuse sügavamaks mõistmiseks.
Viimasel ajal on välja kujunenud uus maakoore eksisteerimise vorm - nii ookeanilises kui mandrilises maakoores, aga ka nende üleminekuosades välja kujunenud riftivööndite süsteem, mis hõivab ainult ookeanide piires mandritega võrdse ala. Riftivööndite puhul ilmnevad kohati keerulised spetsiifilised vahevöö ja maakoore vahelised suhted, mida sageli iseloomustab Moho piiri puudumine ning nende olemuse tõlgendamine ei ole veel diskursuse vallast väljunud, sealhulgas nende tüpiseerimise küsimus. See. M.I. Kuzmini andmetel, kes arvutas 1982. aastal nende süsteemide tardkivimitele looduslikud geokeemilised standardid, tuleb silmas pidada eristatavaid riftsüsteemide tüüpe:
ookeanilõhede tsoonid, mis piirduvad ookeani keskahelikega, moodustades ühtse kuni 60 tuhande km pikkuse ookeanitõusude süsteemi, mille sees on enamasti 1–2 km sügavused kitsad lõheorgud (Vaikse ookeani idaosas - keskne horsti tõus). Põhikivimid on moodustunud primitiivsest toleiiitse magmast madala põlvkonna sügavusel - 15-35 km;
mandrilõhe tsoonid on grabeenid, mis on geneetiliselt seotud selliste riketega nagu tavalised rikked, mis sageli piirduvad suurte kaarekujuliste tõusude aksiaalsete osadega, mille all oleva maakoore paksus väheneb 30 km-ni ja selle all olev vahevöö on sageli lahti surutud. Lõheorgudesse ilmuvad toleiiitsed basaldid ja kauguses - leelis-basalt- ja bimodaalse seeria kivimid, samuti leeliselised ülialuselised kivimid karbonatiitidega;
saarekaared, mis koosnevad neljast elemendist: süvamere kaevik, setteterrass, vulkaaniline kaar ja ääremeri. Maakoore paksus on 20 km või rohkem, magmakambrid 50-60 km sügavusel. Toimub loomulik muutus madala kroomi ja nikli sisaldusega toleiiitilistest seeriatest naatriumlubja-leeliselisteks seeriateks ja saare kaare kõige tagumises osas ilmuvad shoshonite seeria vulkaanid; Andide tüüpi aktiivsete mandriservadega, mis iseloomustavad mandri maakoore "libisemist" ookeanile, nagu saarekaared, saadab Zavaritski-Benioffi seismofokaalne tsoon, kuid ääremere puudumine ja vulkanismi areng. mandri ääreala, kus maa pooride paksus suureneb 60 km-ni ja litosfäär - kuni 200-300 km. Magmatismi põhjustavad nii vahevöö kui ka maakoore allikad, alustades lubja-aluselise (rüoliit) seeria kivimite tekkest, andes teed andesiidi moodustumise kivimitele - latiidi seeriale; 5) erinevalt saarekaaredest ja Andide tüüpi aktiivsetest mandriservadest ei kaasne California tüüpi aktiivsete mandriservadega süvamere kaevik, vaid neid iseloomustab selle tulemusena tekkinud surve- ja pikendustsoonide olemasolu. Põhja-Ameerika mandri tõukejõust kogu ookeani keskharja süsteemile. Seetõttu ilmneb samaaegne magmatismi ilming, mis on iseloomulik nii lõhestruktuuridele (ookeanilised ja mandrilised tüübid) kui ka kompressioonitsoonidele (sügavad seismilised fookuspiirkonnad).
Nendele tsoonidele iseloomulikud tardkivimite naftakeemilised standardid (tüübid), mille on arvutanud M.I. Kuzmin, on suure teadusliku tähtsusega, olenemata nende autori mängutektoonilistest seisukohtadest, sealhulgas eelkambriumi magmatismi olemuse määramisel. V. M. Kuzmin usub, et nende geokeemiliste tüüpi tardkivimite omadused ei ole määratud vanuse, vaid geodünaamiliste tekketingimustega, seetõttu võivad need tüübid olla aluseks mineviku aktiivsete tsoonide liikuvate vööde rekonstrueerimisel, mis on võrreldavad tänapäevaga. ühed. Selliste ümberehituste näide on mesosoikumi Mongoli-Okhotski vöö tuvastamine California tüüpi aktiivsete servade riftsüsteemiga. Sellele ideele, mis eitab geosünklinaalsete süsteemide olemasolu vähemalt fanerosoikumis ja laiendab lõhenevate kivimite moodustumise mustreid Maa kaugesse minevikku, on vastu ideele, mis põhineb samuti magmatismi geokeemiliste mustrite uurimisel, et saar kaared ei viita üleminekutüüpi maakoore olemasolule, veel vähem riftstruktuuridele, vaid on tüüpilised noored geosünkliinid.
Enamik tänapäevaseid riftivööndeid on omavahel seotud, moodustades globaalse süsteemi, mis ulatub üle kontinentide ja ookeanide (joonis 5.1). Teadlikkus selle kogu maakera hõlmava süsteemi ühtsusest ajendas teadlasi otsima planeedi mastaabis tektogeneesi mehhanisme ja aitas kaasa "uue globaalse tektoonika" sünnile, nagu litosfääri laamtektoonika mõistet hilisajal nimetati. 60ndad.
Maa riftivööndi süsteemis asub suurem osa sellest (umbes 60 tuhat km) ookeanides, kus seda väljendavad ookeani keskahelikud (vt joon. 5.1), nende loetelu on toodud peatükis. 10. Need seljandikud jätkavad üksteist ja mitmes kohas on need omavahel ühendatud "kolmekordsete ristmike" kaudu: Lääne-Tšiili ja Galapagose seljandiku ristumiskohas Vaikse ookeani idaosaga, Atlandi ookeani lõunaosas ja India ookeani keskosas . Passiivsete mandriäärtega piiri ületades jätkuvad ookeanilõhed mandrilõhedega. Sellist üleminekut jälgiti lõuna pool Adeni ja Punase mere ookeani lõhede kolmikristmikku Afari oru lõhega: mööda seda põhjast lõunasse näpistub ookeaniline maakoor ja algab mandriline Ida-Aafrika tsoon. Arktika basseinis jätkub ookeaniline Gakkeli seljandike mandrilõhedega Laptevi mere šelfil ja seejärel keerulise neotektoonilise vööndiga, mis hõlmab Momma lõhet (vt joonis 5.3).
Kui ookeani keskahelikud lähenevad aktiivsele mandripiirile, võivad need neelduda subduktsioonivööndisse. Seega lõpevad Galapagose ja Lääne-Tšiili ahelikud Andide äärealadel. Teisi seoseid demonstreerib Vaikse ookeani idaosa tõus, mille jätkumisel tekkis Rio Grande mandrilõhe ümberlükatud Põhja-Ameerika plaadile. Samamoodi jätkab California lahe ookeanistruktuure (mis kujutab endast ilmselt peamise lõhede vööndi võrset) mandribasseini ja aheliku süsteem.
Riftivööndite väljasuremist löögi ajal iseloomustab järkjärguline nõrgenemine või see on seotud transformatsiooniveaga, nagu näiteks Juan de Fuca ja Ameerika-Antarktika seljandiku lõpus. Punase mere lõhe jaoks on lõpp Levantine'i streik-slip'i viga.
Peaaegu kogu planeeti kattev tsenosoikumi lõhevööndite süsteem on geomeetrilise korrapärasusega ja on geoidi pöörlemistelje suhtes teatud viisil orienteeritud (joonis 5.2). Riftivööndid moodustavad peaaegu täieliku rõnga ümber lõunapooluse laiuskraadidel 40–60° ja ulatuvad sellest rõngast meridionaalselt umbes 90° intervalliga kolme vööga, mis hajuvad põhja poole: Vaikse ookeani idaosa, Atlandi ookean ja India ookean. Nagu näitas E.E. Milanovsky ja A.M. Nikishin (1988), võib-olla teatud kokkuleppega, visandas ka neljanda, Vaikse ookeani lääneosa vööndi, mida võib jälgida kui riftingu seljakaare ilmingute kogumit. Siinse riftivöö normaalset arengut pärssis Vaikse ookeani plaadi intensiivne läänesuunaline nihkumine ja allutamine.
Kõigi nelja vöö alt kuni esimeste sadade kilomeetrite sügavuseni avastab tomograafia negatiivseid kiirusanomaaliaid ja seismiliste lainete suurenenud sumbumist, mis on seletatav kuumutatud vahevöö materjali tõusva vooluga (vt joonis 2.1). Riftivööndite paigutuse õigsus on ühendatud globaalse asümmeetriaga nii polaaralade vahel kui ka Vaikse ookeani poolkera suhtes.
Ka venitusvektorite orientatsioon riftivööndites on korrapärane, ülekaalus on meridionaalsed ja laiuskraadilähedased vektorid. Viimaseid on maksimaalselt ekvatoriaalaladel, vähenedes mööda seljandikke nii põhja- kui ka lõunasuunas.
Vaid mõned suuremad lõhed asuvad väljaspool globaalset süsteemi. See on Lääne-Euroopa süsteem (sealhulgas Reini graben), samuti Baikali (joonis 5.3) ja Fengwei (Shanxi) süsteemid, mis piirduvad kirdesuunaliste riketega, mille aktiivsust arvatakse toetavat Euraasia ja Hindustani mandrilaamadel.
Mandri riftimine
Mandrite aktiivseid riftivööndeid iseloomustavad lahatud topograafia, seismilisus ja vulkanism, mida kontrollivad selgelt suured, peamiselt tavamured. Mandri riftingu peamist kaasaegset vööndit, mis ulatub peaaegu meridionaalselt enam kui 3 tuhande km kaugusele üle kogu Ida-Aafrika, nimetati Suureks Aafrika riftivööks. Seda moodustavad tsoonid hargnevad ja koonduvad, järgides keerukat struktuurimustrit. Selle vöö lõhedes tekkisid Tanganyika, Nyasa (Malawi) jt järved; sellega seotud vulkaanide hulgas on selline hiiglane nagu Kilimanjaro ja oma tegevuse poolest kuulus Nyiragongo. Baikali lõhede süsteem on ka üks esinduslikumaid ja paremini uuritud.
Reljeef, struktuur ja settemoodustised. Riftivööndi keskse positsiooni hõivab tavaliselt kuni 40–50 km laiune org, mida piiravad rikked, mis sageli moodustavad astmelisi süsteeme. Selline org ulatub mõnikord piki maakoore kaarekujulist tõusu (näiteks Kenya rift), kuid võib tekkida ka ilma selleta. Lõhe karkassil olevad tektoonilised plokid on tõstetud 3000-3500 m kõrgusele ja Tanganyika vööndi põhjaosas asuv Rwenzori mäeahelik tõuseb 5000 m. Sageli on lõhede komplitseerijaks piki- või diagonaalhorstid. Põhja-Ameerika basseini ja aheliku piirkonnas jaotus maakoore laiendus laial (ligi 1000 km) alal, kus tekkis arvukalt suhteliselt väikeseid grabeene, mida eraldasid horstid, mis loob keeruka tektoonilise reljeefi. Mõnikord, nagu näiteks Brasiilia kilbi idaosas, täheldatakse asümmeetriliste ühepoolsete grabeenide süsteeme. Üldiselt on struktuuri ja topograafia asümmeetria iseloomulik paljudele mandrilõhe tsoonidele.
Nende ülemises paljastatud osas on rikked horisondi poole kaldu kuni 60 kraadise nurga all. Kuid seismiliste profiilide järgi otsustades lamenevad paljud neist sügavuses; neid nimetatakse listeriteks (kreeka keeles: ämbrikujulised). Mööda rikkeid liikudes on sageli märgatav libisemiskomponent (Baikalil on see vasakpoolne). Seismiliselt aktiivsete rikete korral määratakse fookusmehhanismide lahendamisel ka pikenemine piki tavalisi rikkeid ja nihkeid. Nagu V.G. näitas Kazmin (1987), diagonaalselt orienteeritud nihkega rikked ja nende ešelonsüsteemid kannavad mõnel juhul liikumist ühelt avanevalt lõhelt teisele ja on selles osas sarnased ookeanilise lõhenemise transformmurgedega. Keerulistes riftivööndites, nagu Ida-Aafrika tsoonis, moodustavad rikked ja libisemismured korrapäraseid ja väga ilmekaid parageneese.
Mööda mõningaid suhteliselt õrnalt orienteeritud rikkeid, mis on paralleelsed nende nihkega, areneb dünamotermiline metamorfism, mida saab hinnata juhtudel, kui edasise pikendamise korral metamorfiidid paljanduvad või lähenevad pinnale.
Mandrilõhede settemoodustisi, valdavalt melassi, iseloomustab kombinatsioon ühe või teise vulkaanikogusega kuni juhtudel, kui settelised moodustised asenduvad täielikult vulkaanilistega. E. E. Milanovski sõnul võib tsenosoikulise lõhede täidise paksus ulatuda 5-7 tuhande m-ni (näiteks Lõuna-Baikalis), kuid tavaliselt ei ületa see 3-4 tuhat m. Domineerivad järvede klastilised ladestused (sh järveturbidiidid) , alluviaalne, proluviaalne ja Baikali lohkudes ka fluvioglatsiaalset ja liustikulist päritolu. Klassilise materjali karedus suureneb reeglina alt üles. Afari rifti kliimatingimustes oli aurude kogunemine võimalik. Vulkanismi tsoonis loob aine eemaldamine hüdrotermiliste lahustega tingimused ka spetsiifiliste kemogeensete setete - karbonaadi (sh sooda), räni (diatomid, opaal), sulfaadi, kloriidi - ladestumiseks.
Magmatism ja selle tooted. Mandri riftinguga kaasneb magmatism ja ainult lokaalselt võivad selle pinnailmed puududa. Nii et eriti Baikali järve lõhes pole usaldusväärselt tuvastatud vulkanismi, kuid samas süsteemis Tunkinsky ja Charsky lõhedes esineb lõhede basaldi väljavalamist. Vulkaanid paiknevad sageli asümmeetriliselt – ühel pool lõheorgu, selle kõrgemal küljel.
Tardkivimid on äärmiselt mitmekesised, nende hulgas on laialdaselt esindatud leeliselised sordid. Iseloomulikud on kontrastsed (bimodaalsed) moodustised, mille tekkimine hõlmab nii mantli basaltse sulameid (ja nende derivaate) kui ka mandrilises maakoores tekkinud anatektilisi, valdavalt happelisi sulameid. Ida-Aafrika vöö kontrastsetes moodustistes koos leeliseliste oliviinbasaltide, trahüütide ja fonoliitidega tähistavad V. I. Gerasimovsky ja A. I. Poljakov rüoliite, komiite ja pantelleriite. Kaaliumi sarjas on leutsiidid ja leutsiidi basaniidid, leeliselised ultrabasiidid ja nendega kaasnevad karbonaadid.
M. Wilsoni (1989) järgi viitavad andmed haruldaste elementide sisalduse ja neodüümi ja strontsiumi isotoopsuhete kohta Ida-Aafrika vöö erinevates vulkaanilistes moodustistes mantlimagmade ebavõrdsele saastumisele kooreainega. Selgus, et mõnes seerias oli kogu kivimite mitmekesisus tingitud fraktsioneerivast kristalliseerumisest.
Geofüüsikalised omadused. Geofüüsikaliste andmete kohaselt maakoore paksus mandrilõhede all väheneb ja tekib vastav Mohorovici pinna tõus, mis on seal peegelvastavuses maapinna reljeefiga. Baikali lõhe all oleva maakoore paksus väheneb 30-35 km-ni, Reini lõhe all - 22-25 km-ni, Keenia lõhe all - 20 km-ni ja põhja pool, piki Afari orgu, ulatub see 13 km-ni. , ja seejärel ilmub oru koore aksiaalse osa alla ookeaniline.
Mõra all olevas vahevöö eendis on kivimid dekompresseeritud (pikilaine kiirused varieeruvad vahemikus 7,2-7,8 km/s), nende elastsusomadused taandatakse vahevöö astenosfäärile iseloomulikele väärtustele. Seetõttu peetakse neid kas astenosfääri diapiiriks (Rio Grande ja Kenya lõhede jaoks) või läätsekujuliseks "padjaks", mis ulatub piki mõratsooni ja on mingil määral isoleeritud peamisest astenosfääri kihist. Selline 17 km paksune lääts avastati Baikali järve lähedal seismilise sondeerimisega. On täheldatud, et asümmeetrilistes lõhedes ei lange vahevöö eendi hari enamasti kokku oru teljega, vaid on nihkunud kõrgema tiiva poole. Seal asuvad ka vulkaanilised keskused.
Astenosfääri madal asukoht piirab seismiliste allikate sügavust. Need paiknevad õhenenud maakoores ja olenevalt selle paksusest on fookuste maksimaalne sügavus 15-35-40 km. Allikate fookusmehhanismi lahendus kehtestab rikked ja allutatud lööginihked.
Geotermilises väljas väljenduvad kuumenenud astenosfääri lähedus, vulkanism ja kahjustatud maakoore suurenenud läbilaskvus, soojusvoog lõhedes on järsult suurenenud. Magnetotelluurne sondeerimine määras kivimite suure elektrijuhtivuse astenosfääris.
Gravitatsiooniväljas vastab riftivöönd negatiivsele Bougueri anomaaliale, mis ulatub laia ribana ja mille põhjuseks arvatakse olevat vahevöökivimite dekompressioon. Taustal on märgata teravamaid negatiivseid anomaaliaid lõhelise settetäidisega lõhede basseinide kohal ning positiivseid anomaaliaid, mis markeerivad mafiliste ja ultramafiliste tardkivimite sissetungivööndeid.
Riftingu mehhanismid. Riftide moodustumise füüsikalised mudelid võtavad arvesse täheldatud laienduste kontsentratsiooni suhteliselt kitsas ribas, kus toimub mandri maakoore paksuse vastav vähenemine. Mööda nõrgestatud tsooni moodustub järjest õhem “kael”, kuni mandriline maakoor rebeneb ja eemaldub ning täitub ookeanilise tüüpi maakoorega. Erinevates lõhedes ilmneb selline kriitiline hetk ilmselt siaalkoore erineva maksimaalse paksuse korral (Punase mere ja Adeni lõhedes oli see umbes poole võrra hõrenenud) ja tähistab üleminekut mandrilt ookeanilisele lõhestumisele.
Riis. 5.4. Mandri riftingu mudelid. R. Allmendingeri jt (1987) järgi:
a - sümmeetriliste horstide ja grabenide klassikaline mudel; b - Smithi ja teiste mudel, millel on rabekihi ja plastiliste deformatsioonide kihi vaheline subhorisontaalne rike; c - läätsekujulise deformatsiooniga W. Hamiltoni ja teiste mudel; d - B. Wernicke mudel, mis näeb ette asümmeetrilise deformatsiooni, mis põhineb õrnal veal
Kuna mandrilõhedes toimub maapinna pikenemine murranguliste nihete kaudu, siis algne, klassikaline riftingumudel võttis arvesse ainult neid rabedaid deformatsioone (joonis 5.4.a). J. Angelier' ja B. Coletta arvutuste kohaselt annab nihkumise kogumõju rikete järgi Suessi lahes 10-50% ulatuses, California süsteemis 50-100% ja lõunas kuni 200%. basseini ja levila piirkonnast. Afari oru ühes osas andsid W. Mortoni ja R. Blacki arvutused kolmekordse venituse. Selliseid kõrgeid väärtusi selgitati rahuldavalt hilisemates mudelites, mille ehitamisel võeti arvesse kivimite mehaaniliste omaduste muutusi sügavusega, rõhkude ja temperatuuride tõustes. R. Smithi mudel (joon. 5.4, b) näeb ette plastsete deformatsioonide kihi olemasolu alumises maakoores, rabedate deformatsioonide kihi all. Sellisel juhul painduvad ja lamenevad vead nende alaosas venitades, muutudes libisevaks. Plokkide laskumisega mööda selliseid rikkeid kaasneb nende pöörlemine (ümberminek) ja venituse aste suureneb mõratsooni servadest selle keskmesse. Sama efekti saab eeldades, et maakoore keskosas on teine, üleminekuline deformatsioonikiht, kus nihe on hajutatud paljudele väikestele diagonaalkääridele või subhorisontaalsetele libisemispindadele.
Kõik need riftimisvariandid hõlmavad maakoore kohalikku hõrenemist tõmbepingete mõjul koos sümmeetriliselt konstrueeritud riftivööndi moodustumisega. D. Mackenzie (1978) kvantifitseeris sellise hõrenemise tagajärjed: maakoore isostaatiline vajumine ja astenosfääri äärde vastutõus, millele see uurija omistab passiivse rolli.
Teise mudeli, mis võtab arvesse uusi andmeid mandrilõhede süvastruktuuri ja paljudele neist omase asümmeetria kohta, pakkus välja B. Wernicke (1981). Juhtroll on antud suurele lamedale (10-20°) rikkele, mille tekkega võib kaasneda maakooresiseste astenosfäärikihtide kasutamine (joonis 5.4d). Venimisel muutub rippseina keeruliseks astmeline väikeste listervigade süsteem, samas kui teises seinas domineerib põhimurdetasandile vastav karm. Sellega on seotud ka eelpool mainitud dünamotermiline metamorfism ja moonde eraldumine pinnale rippseina edasisel libisemisel mööda rikketasapinda. B. Wernicke mudel selgitab edukalt mitmeid muid asümmeetriliste lõhede struktuuri ja arengu tunnuseid. Kui koorik õhendatakse nihkega mööda õrna murrangut, ei tohiks astenosfääri eend olla lõhe teljesuunalise osa all, vaid rippuva tiiva all, seda toetades ja tõstes, mida täheldatakse paljudel profiilidel. Vulkanism paikneb lõhe samal kõrgel küljel. Sarnane asümmeetria väljendub hästi Ida-Aafrika vööndis, mille ääres vahelduvad suhteliselt kõrgendatud lääne- ja idatiibadega lõhed.
Võttes arvesse uusi geofüüsikalisi andmeid, pole kahtlust mandri riftivööndite süvastruktuuri mitmekesisuses. Seetõttu ei saa ükski loetletud mudelitest pretendeerida universaalsusele ja lõhede tekkimise mehhanism varieerub sõltuvalt sellistest tingimustest nagu paksus, struktuur, maakoore temperatuur ja pikenemise kiirus.
Hüdrauliline kiilumehhanism. Kõik ülaltoodud mudelid põhinevad ajukoore venitamise kompenseerimisel selle mehaanilise deformatsiooni (hapra või plastilise), paksuse vähenemise ja “kaela” moodustumisega. Sel juhul omistatakse magmatismile passiivne roll. Samal ajal, kui basaltse magma taskud on sügavuses (selle kõrgete vedelate omadustega), hakkab mängima põhimõtteliselt erinev mehhanism.
On põhjust arvata, et pikendusvööndites on tagatud basaltse magma kiire tõus pinnale: magma kiiluv toime litosfääri kivimitele. Ideed selle protsessi kohta põhinevad lineaarsete tammide ja nende süsteemide (mida peetakse külmunud magmaatilistest kiiludeks) uurimisel ning kivimite hüdraulilise purustamise teooria rakendamisel. See põhines üksikasjalikul tööl Šotimaa tertsiaari ja paleosoikumide tammide uurimisel, mis kulmineerusid J. Ritchie ja E. Andersoni üldistustega. Juba sellel materjalil tehti kindlaks lineaarsete tammide iseloomulikud tunnused. Reeglina sisestatakse need piki vertikaalseid murdeid, sirutades tiivad murruga risti, ilma tammi sisaldavate kivimite olulise tihendamise või purustamiseta. Tavaliselt ei esine sissetungi ajal viga ega libisemist. Valmid moodustavad alaparalleelse süsteemi, mille sees säilib tammide paksus ühtlane.
E. Anderson näitas magma aktiivset rolli tammi tekkes. Minimaalse survepingega risti piki pragu tungides avaldab magmaatiline sula kiiluvat mõju, suurendades prao pikkust (vt joon. 5.5,III). Täiendava uuringu sissetungimisprotsessi sõltuvusest magmakambri läheduses olevate põhipingete suhtest andsid J. Robson ja K. Barr. Vallide läbitungimismehhanismi kvantitatiivne põhjendamine sai aga võimalikuks hiljem, seoses naftatootmise käigus kivimite hüdraulilise purustamise teooria väljatöötamisega. M. Hubbert ja D. Willis tõid analoogia kunstliku hüdraulilise purustamise ja magmaatiliste tammide tungimise vahel maapõue. Viimasega seoses käsitles küsimust konkreetselt A.A. Peck ja V.S. Popov.
Hüdrauliline purustamine (hüdrauliline purustamine) on pragude moodustumine ja levimine kivimites vedeliku rõhu all, sealhulgas magmaatiline sula. Maakoore venitust saab väljendada haigutavate eralduspragudega vaid väga madalal sügavusel - kuni 2-3 km. Sügavamal, rõhu ja temperatuuri tõustes, asendub rabe eraldumine, nagu juba märgitud, üha arvukamate tasandite nihkega ja muutub seejärel plastiliseks deformatsiooniks. Kuna basaltse tammide süsteemid tekivad suurtest sügavustest, on nende teke haigutavate pragude passiivse täitmisega välistatud. Ainus võimalik mehhanism on aktiivne tungimine kivimite hüdraulilise purustamise kaudu, millele järgneb pragude seinte laienemine.
Hüdraulilise purustamise tekkeks piisab, kui vedeliku rõhk ületab vaid veidi minimaalset survepinget kivimis; Tavaliselt võetakse arvutustes nende suhteks 1,2. Tekib hüdrauliline kiil, vedeliku esiosa tuleb prao otsa lähedale, kuid ei jõua kunagi selleni. Kiilumisefekti tagab pinge koondumine prao tipus, kus selle tõukerõhk tõuseb tipust proportsionaalselt prao avanemise kuubikuga vastavalt hüdraulilise takistuse vähenemisele (vt joon. 5.5, IV) . Hüdraulilise purustamise arengut mõjutavad põhikivimite tugevuse tegelikud erinevused vähe. Hapra murd ja seda edasiviiva magmaatiline kiil levivad kiiresti. Nagu N.S. arvutused näitasid. Severina, sellise süsti soojusülekannet kompenseerib kontaktide hõõrdumisest tingitud soojuse eraldumine, seega ei teki olulist viskoossuse tõusu, mis aeglustaks läbitungimise protsessi. Vastavalt seismoloogilistele vaatlustele V.M. Goreltšik ja teised Kamtšatkal toimunud Tolbatšiki lõhepurske ajal tõusis basaltkiil sinna kiirusega 100-150 m/h.
Vertikaalse tammi sissetung muutub võimalikuks, kui üht peamist horisontaalselt suunatud survepinget vähendatakse tektoonilise pikendusega. Ilmselt sisestati samasse sülemesse kuuluvad paralleelsed tammid järjestikku: iga järjestikune hüdrauliline kiil tekitas survepingete oreooli, mis takistas muid süstimisi ja eemaldati seejärel järk-järgult tektoonilise pikendusega.
Seega, kui reservuaari sügavuses on vedel magma, tekivad tingimused litosfääri kihtide kasvuks paljude paralleelsete hüdrauliliste murdude mõjul, millest igaühes sulandi süstimine viib peremeeskivimite levimiseni. Vallide poolt süstitud litosfäärikihi magmaatiline aluskiht tagab vajaliku horisontaalse libisemise vabaduse. Võimalik, et ühes riftivööndis võivad vaheldumisi või samaaegselt (erineval tasemel) toimuda nii hüdrauliline kiilumine kui ka mehaaniline pikendamine.
Mandrilõhede puhul muutub hüdraulilise kiilumise mehhanism oluliseks nende arengu lõppfaasis, kui maakoore hõrenemine läheneb kriitilistele väärtustele ja astenosfääri äärde koormuse vähenemine aitab kaasa basaltsulamite suuremale eraldumisele. Just sellistes tingimustes tekivad Afari lõhe lääneküljele paralleelsete tammide pikisuunalised sülemid, mille avastas P. More (1983) ja mis on seotud basaltvulkanismiga. Punase mere lõhes algas sarnane faas umbes 50 miljonit aastat tagasi ja ägenes 30 miljonit aastat tagasi, kui võimsad parved paralleelsetest kontrastse koostisega tammidest (toleiiitsetest basaltidest granofüürideni) tungisid iidsesse graniidist maakoore, mida on võimalik jälgida. kirderannikul. Vaid 5 miljonit aastat tagasi koondusid magmaatilised kiilud kitsasse ribasse, põhjustades Araabia plaadi eraldumise. Mandri riftimine andis teed ookeanilisele riftingule, mis kestab tänapäevani.
Juhtudel, kui mandrilõhe areng peatub varasemas staadiumis, jääb see nõrgestatud tsooniks, mandriplaadi sooneks, nagu näiteks aulakogeenid (vt ptk 13).
5.3. Ookeaniline riftimine (levitamine)
Ookeaniline riftimine, mis põhineb levimisel magmaatilise kiilumise kaudu, võib seega areneda mandrite riftingu otsese jätkuna. Samal ajal tekkisid ookeani litosfääril algselt paljud Vaikse ookeani ja India ookeani tänapäevased riftivööndid plaatide liikumise ümberkorralduste ja varasemate riftivööndite hukkumise tõttu.
Oletuse maakoore tekke kohta ookeani keskahelikes nende paisumisel vahevöö konvektsiooniga, basaltse magma tõusu ja kristalliseerumise kohta väljendas A. Holmes juba 30ndatel ja 40ndatel aastatel, kõrvutades ookeanikoore lahknemist aktiivsest. tsoonist lõpututele konveierilintidele. Seda ideed arendati edasi pärast seda, kui G. Hess (1960) kasutas seda ookeanide evolutsiooni ideede alusena. Selle termini lõi R. Dietz (1961). merepõhja laialivalgumine(inglise keeles, laiali – lahti voltima, laiali). Varsti G. Bodvarson ja J. Walker. (1964) pakkusid välja mehhanismi ookeanilise maakoore levimiseks läbi tammide, mis oli Islandi ja Ookeani keskharjade sümpoosioni fookuses ning algatas levivööndis maakoore moodustavate tektonomagmaatiliste protsesside dešifreerimise. Järgmiste aastakümnete jooksul tehtud intensiivsed uuringud, sealhulgas süvamere puurimine ja mehitatud allveesõidukite abil levialade üksikasjalik uurimine, andsid selle jaoks palju uut materjali.
Levib Islandil. Ookeani lõhenemise mõistmiseks pakuvad erilist huvi andmed Islandilt, kus Kesk-Atlandi mäeahelik on 350 km kõrgusel merepinnast. Korduvate lõhede basaldivalamiste ajalugu on seal tuntud juba aastatuhandet ning alates eelmisest sajandist on tehtud spetsiaalseid geoloogilisi uuringuid, millele hiljem lisandusid geofüüsikalised ja ülitäpsed geodeetilised vaatlused. Kaasaegne tektooniline ja vulkaaniline aktiivsus on koondunud saart selle keskosas ületavatesse submeridionaalsetesse neovulkaanilistesse vöönditesse. Brunhese ajastule vastavad noorimad basaltid on piiratud oma teljega. Neid ääristavad basaltid vanusega 0,7-4 miljonit aastat, seejärel väljub nende alt kuni keskmiotseeni (16 miljonit aastat) võimas platoobasaltide jada, mis asetsevad valdava vastukaldega neovulkaaniliste vööndite suunas. Iseloomulik on see, et vastupidises suunas (telgtsoonidest) basaltkatete paksus väheneb ja kiiluvad järjest välja, alustades suhteliselt noortest. Selle tulemusena suureneb basaltide kalle ülalt alla igal hetkel: horisontaalselt platoobasaltide juba erodeerunud katuse lähedal kuni 3-4°-ni umbes 1000 m kõrgusel, 7-8°-ni merepinnal. ja ligikaudu 20° sügavusel (2000 m (vastavalt puurimisandmetele)) Iga lõhepurse jätab horisontaalselt lebava (ja tsooni löögile kiiluva) basaltkatte paksusega kuni 10 m või rohkem, samuti selle toitekanal - vertikaalne doleriiditamm, enamasti 10 m lai, mis on orienteeritud risti minimaalsete survepingete teljega, s.o piki riftivööndit. Iga järgnev purse lisab ühe basaltkatte ja ühe tammi, nii et platoo basaltide lõik allapoole ulatub tammid muutuvad paksemaks. Seda küsimust uuris spetsiaalselt J. Walker Ida-Islandil. Ta tuvastas tammide arvu loomuliku vähenemise, kui merepinnast tõusevad vesikonna märgid 1000–1100 m ja ekstrapoleeris nende edasise vähenemise vastavalt lineaarsele seosele. .Kõik sellised graafikud näitasid 1350-1650 m kõrgusel asuvate tammide täielikku väljavahetamist, st täpselt seal, kus oleks pidanud asuma platoobasaltide esmane katus. Eeldatakse, et allpool merepinda suureneb tammide arv vastavalt.
Platoo basaltide kihina läbivad nad gravitatsioonilise vajumise, mis on suures osas kompenseeriv toitva magmakambri suhtes, mida jälgiti magnetotelluurse sondeerimisega. Samal ajal nihkuvad nad paralleelsete doleriiditammide kasutuselevõtuga oma kogupaksuse võrra lahku. Sellistele vaatlustele tuginedes pakkusid G. Bodvarson ja J. Walker välja mehhanismi maakoore paisumiseks tammide sissetungimise kaudu. Joonisel fig. 5.5.1 G. Palmasoni (1973) hilisemast väljaandest selgitatakse seda mehhanismi kinemaatilise diagrammi abil. See näitab äsja moodustunud kivimite telgtsoonis liikumise arvutatud trajektoore ja isokroone nende järgneval laskumisel ja liikumisel telje ühele küljele. I. Gibsoni ja A. Gibbsi diagramm (joonis 5.5, II) illustreerib platoobasaltide üha suurenevat kalle sügavuses ja lehvikukujuliste monokliinide struktuuri, mis tekivad mõlemal pool aksiaalset tsooni vajumisena. basaltide purskamine ja aktiivse tsooni kiilumine tammidega. Viimased on sissetungimisel vertikaalsed ja kalduvad seejärel koos peremeesplatoo basaltidega. Lõpptulemusena moodustub teine ookeanikoorekiht.
Riis. 5.5. Ookeani maakoore teise kihi moodustumise mudel Islandil, Kesk-Atlandi levikutsoonis:
I - G. Palmasoni (1973) kinemaatiline diagramm: pursanud basaltide liikumise trajektoorid (punktiirjoon) ja nende liikumise isokroonid (pidevad jooned) levimise ja isostaatilise vajumise protsessis. II - I. Gibsoni ja A. Gibbsi (1987) skeem, mis selgitab levimismehhanismi tammide sissetoomise ja basaldi pinnavalamise kaudu: tammide kiiluv toime määrab levimise, basaltide koormuse all vajumine moodustab lehvikukujulise monokliinid mõlemal pool aksiaalset tsooni (K - paralleelsete tammide kompleks ). III - basalttammi sissetung minimaalse survepingega risti olevale tasapinnale E. Andersoni ja M. Haberti järgi. IV - basalttamm hüdraulilise kiiluna: pragu levivate pingete (P) diagramm, mis järsult vähenevad hüdraulilise kiilu tipu suunas pöördvõrdeliselt prao ava kuubikuga, mis tekitab seal pingekontsentratsiooni, kiilu. mõju ja kiilu edasiliikumine (A.A. Pecki, 1968 järgi): l
- pragude pikkus; d
- pragude avamine: R k
-
süstitava vedeliku rõhk prao alguses; R b
-
külgpinged, mis suruvad pragu kokku
Selle mudeli tegelikku rakendamist Islandil raskendavad vulkaanilises tsoonis lõhede pursete telje mitmed külgmised "hüpped" ja kogu selle tsooni isegi nihkumine. Lisaks tekib osa pikenemisest rikete ja lahtiste pragude, st lahtitõmbumise korral. Arvatakse, et sellised struktuurid kompenseerivad ülaosas nende tammide sissetungi, mis pinnale ei jõudnud. Eelkõige lõpevad sõelutud tammid tõenäoliselt doleriidi künnistega, mida platoobasaltide hulgas on palju. Lisaks levib lõhede pursete ajal osa basaltimagmast vulkaaniliselt aktiivsest piirkonnast piki tsooni lööki tammide pikisuunalise kasvu kaudu. G. Sigurdsoni sõnul toimus pärast Krabla lõhepurset 1975. aastal mitu taolist sissetungi, nende edasiliikumisega kiirusega mitusada meetrit tunnis kaasnesid seismilised värinad ja pinna vajumine mõne kilomeetri laiusel ribal. Vajumise kogusumma ulatus 1,5 m-ni, sealhulgas nihke amplituud mööda mõningaid rikkeid - kuni 1 m.
Vaatamata nende üksikasjalikkusele ja usaldusväärsusele piirab Islandi vaatluste kasutamist ookeani keskharja selle segmendi anomaalia võrreldes tavaliste allveelaevade levikutsoonidega. Ookeani maakoore paksus on siin tavalisest palju suurem (kuni 40 km), mis hoiab saare pinda stabiilselt merepinnast kõrgemal kogu selle geoloogilise ajaloo jooksul. Võttes arvesse Islandi basaltidele iseloomulikke geokeemilisi iseärasusi, on see seletatav levitelje läbimisega vahevöö joa kohal, mis tõstab materjali vahevöö sügavatest osadest ja suurendab ookeanilise maakoore moodustava basaltisulati juurdevoolu kiirust. suurenenud paksusega (vt ptk 6 ja 7).
Levib ookeani allveelaevade keskharjades. Mehitatud veealuste sõidukite abil on nüüdseks üksikasjalikult uuritud mitmeid ookeani lõhede tsoonide segmente. See töö sai alguse Prantsuse-Ameerika programmiga FAMOUS, mille järgi 1974.–1975. kaardistati Assooridest edelas olevad Kesk-Atlandi seljandiku lõigud, mis asuvad lõheorus, transformatsioonimurdel ja nende ristmikul. Seismiliselt ja vulkaaniliselt aktiivne lõheoru aksiaalne osa osutus uuritud segmendis sümmeetriliselt rajatuks (vt joon. 10.1, II). Hiljuti pursanud padjalaavat, mis moodustavad pikilõhesid piki kuhjatud küngasid, jälgiti mõlemal pool ühes ja teises suunas järjest varasemate lõhepurskete saadusi 1,5 km kaugusel, mille määras ilmastikukoorikute paksus. laava padjad.
Seejärel hõlmasid sarnased uuringud lõunas, Kane'i rikke piirkonnas MARK programmi raames mitmeid Kesk-Atlandi seljandiku segmente, mida eraldasid umbes 80 km kogupikkusega rikked (vt joonis 10.1, I, IV, V, VII). Avastati, et isegi sellistel murdosadel on omavahelised struktuurilised erinevused ja et levimise ajal nihkus aktiivne levik ühest segmendist teise. Seega esindab harja laienemine kõigi nende kohalike episoodide kumulatiivset mõju. Profiilid näitavad, et isegi lõhede pursete puudumisel jätkub pikenemine, mis väljendub astmeliste rikete kaudu. Mõnes segmendis kompenseeritakse osa paisumisest gabro ja serpentiniseerunud peridotiitide tektooniliste plokkide tõus, s.o. ookeanilise maakoore ja litosfääri vahevöö III kihi kivimid.
Nagu edasised süvamereuuringud näitasid, ei ole need tähelepanekud juhuslikud. Madala levimiskiirusega tsoonid, nagu Kesk-Atlandi ookean, jagunevad segmentideks, millest igaühes maakoore venimise ja hõrenemise korral vaheldub laotamine (magmaatiline, konstruktiivne) mandrilisele sarnaselt struktuurse, deformatsioonilise lõhenemise faasidega. Nende faaside käigus moodustuvad või uuenevad riftide orud, mis nagu mandritelgi, on mõnel juhul sümmeetrilised, mõnel aga vastupidi kooskõlas B. Wernicke suurel õrnal murrangul põhineva deformatsioonimudeliga. A. Carsoni (1992) järgi ulatub selliste vahelduvate faaside kestus kümnete ja esimeste sadade tuhandete aastateni. Sel juhul võivad harja naabersegmendid olla samaaegselt erinevates faasides.
Kuna igas segmendis toimub pikenemine, täheldatakse väikese kiirusega levimistsoonides kogu nende pikkuses keskseid lõheorgusid. Suure kiirusega orudele, nagu Vaikse ookeani idaosa, ei ole lõhede orud iseloomulikud ja nende arengus domineerib selgelt magmaatiline levik. Samal ajal täheldati neis lõhede pursete telje stabiilsust, erinevalt Atlandi tüüpi tsoonidest, kus magmaatilise telje külgsuunas ekslemine ja väikesed "hüpped", sarnased Islandi maismaatingimustes täheldatuga, ei ole haruldased.
Kõige nooremates, tihedas mandrilises raamistikus paiknevates basseinides on võimalik kiire settimine, mis hoiab ära vabade lõhede pursked ja normaalse II kihi moodustumise. Enne pinnale jõudmist lõpevad tammid settes, moodustades künnised, nagu leiti California lahe Guaymase vesikonnas.
Ookeani keskharjade vulkaanilised tsoonid on seotud kõrge temperatuuriga hüdrotermiliste vedelike paljanditega, mida on eriti palju suure levimiskiiruse korral. Nendega on seotud vask-tsinksulfiidmaagid, ferromangaani metalli sisaldavad setted, aga ka basaltide rohekivimuutused.
Ookeani maakoore moodustumine levivööndites. Kaasaegsed ideed ookeanikoore moodustumise mehhanismide kohta põhinevad vaatlustel aktiivsetes levikutsoonides võrreldes süvamere puurimise andmetega, aga ka ofioliitide - mandritel asuvate iidse ookeanikoore fragmentide - üksikasjalikel uuringutel (vt ptk 12). Basaltse ülemise osa ja alloleva paralleelsete doleriiditammide kompleksiga II kihi moodustumist on eespool juba käsitletud järjestikuse hüdraulilise kiilumise tulemusena. Basaltisulamist toitvate magmakiilude allikad on nüüdseks piiritletud mitmekanalilise seismilise profiiliga, kuid ainult keskmise ja suure kiirusega levimistsoonides. Pikisuunas laienedes on need kolded ristlõikega väikesed, umbes 1 km laiusega ja vaid mõnesaja meetri kõrgusega asuvad nad pinnast 1-2 km sügavusel. Eelkõige Vaikse ookeani idaosas 9°30" põhjalaiusel, vastavalt R. Detrick jt (1937) andmetele, jälgiti magmakambri ülemist piiri vähem kui 1 km sügavusel ja äsja moodustunud ookean selle kohal olevat maakoort esindas ainult II kiht.
Sellisesse katusesse on kohati tungitud massiivsest gabro-diabaasi ja mikrogabro kujulised kehad, mis murravad läbi paralleelsete tammide kompleksi ja võivad omakorda olla ristuvad hilisemate tammide kompleksidega.
Värskelt moodustunud maakoore levimisel eemaldudes levimise teljest eemaldub koos sellega ka vastav osa magmareservuaarist toitesüsteemist. Seda ei täienda enam astenosfääri basaltsed sulad, see kaotab ühenduse peamise soojusallikaga ja jahtub kristalliseerumise diferentseerumiseks soodsates tingimustes (vt joonis 2.3 allpool). Seega moodustub II kihi all ookeanilise maakoore III kiht - kihiline gabroidide kompleks, mis sisaldab gradatsioone melankokraatlikest sortidest ülaosas kuni duniidi kumulaatideni lõigu allosas. Mõnikord pigistatakse välja väike kogus jääksulamist, moodustades väikseid plagiograniitide sissetungi, mis on ülejäänud kivimite seeriaga komagmaatilised.
Hiljem, juba kahekihilise ookeanilise maakoore liikumise käigus alates