Strefa szczeliny. Strefy szczelin i magmatyzm

Strefy ryftów to bardzo rozległe (o długości wielu setek i tysięcy kilometrów) przypominające paski strefy tektoniczne w skali planetarnej, rozmieszczone na kontynentach i oceanach, w których następuje wznoszenie się materiału z głębin (płaszcza), któremu towarzyszy jego rozprzestrzenianie się na boki, co prowadzi do do mniej lub bardziej znaczącego rozciągania poprzecznego w górnych warstwach skorupy ziemskiej. Najważniejszym strukturalnym wyrazem procesu rozciągania na powierzchni Ziemi jest zwykle powstawanie głębokiego i stosunkowo wąskiego (od kilku do kilkudziesięciu kilometrów), często uskokowego rowu (symetrycznego lub asymetrycznego), ograniczonego uskokami normalnymi o dużej głębokości (sama szczelina lub „dolina ryftu”) lub kilka (czasami cała seria) podobnych rowów. Dno rowków jest również pocięte uskokami i pęknięciami naprężeniowymi. Osiadanie dna rowów względem ich boków z reguły poprzedza nagromadzenie w nich materiału osadowego, chociaż to ostatnie w wielu przypadkach jest uzupełniane przez wypełnienie ich produktami wulkanicznymi, dlatego też ryfty mają zwykle wyraźny, bezpośredni wyraz w relief w postaci zagłębień liniowych. W większości szczeliny są otoczone po obu stronach lub przynajmniej po jednej stronie asymetrycznymi wypiętrzeniami (nachylone półłuki, jednostronne zrogowacenia i rzadziej horsty), załamanymi w takim czy innym stopniu, jak grabens, podłużnymi, ukośnymi i poprzecznymi pęknięciami, uskokami, często powikłanymi wtórnymi wąskimi rowkami. W niektórych przypadkach wypiętrzenie następuje również w obrębie szczeliny, dzieląc ją na dwie gałęzie. Stosunek objętości tych wypiętrzeń i zagłębień ryftowych odzwierciedla stosunek skali wypiętrzenia i rozciągnięcia w określonej strefie ryftu. Niektóre z nich, szczególnie oceaniczne, charakteryzują się znaczącą rolą poprzecznych przemieszczeń ścinających, zwłaszcza wzdłuż stref tzw. uskoków transformujących.

Strefy ryftów, a przede wszystkim rowki osiowe (ryfty), mają zwiększoną lub nawet bardzo wysoką sejsmiczność, z ogniskami trzęsień ziemi leżącymi na głębokościach od kilku kilometrów do 40-50 km, a układ naprężeń w ogniskach charakteryzuje się przewagą maksymalnych subhoryzontalnych ukierunkowane naprężenia, w przybliżeniu prostopadłe do osi strefy szczeliny. Strefy szczelin, z nielicznymi wyjątkami, charakteryzują się zwiększonym przepływem ciepła, którego wartość na ogół wzrasta w miarę zbliżania się do ich osi, często osiągając 2-3, a czasem nawet 4-5 jednostek przepływu ciepła. Rozwojowi większości stref ryftów towarzyszą przejawy aktywności hydrotermalnej i magmatyzmu, a w szczególności erupcje wulkanów zasilane z podskorupowych, a w niektórych strefach ryftów kontynentalnych, być może z komór magmowych wewnątrzkorupowych. Jednakże skala procesu magmowego, objętość jego produktów, ich skład i związek z pewnymi etapami ryftu i określonymi obszarami strefy ryftu różnią się w niezwykle szerokich granicach. Obok stref ryftowych, w których aktywność magmowa towarzyszyła wszystkim etapom ich rozwoju, a jej produkty pokrywają niemal całą ich powierzchnię i osiągają objętości setek tysięcy kilometrów sześciennych, istnieją strefy ryftowe, w których objawiała się ona lokalnie, sporadycznie lub całkowicie nieobecna.

Strefy ryftów oceanów charakteryzuje kontrastowe, dwustronnie symetryczne pole magnetyczne w kształcie pasków, które według panujących wyobrażeń powstaje podczas procesu ryftu i niejako odciska jego poszczególne etapy. Jednakże pole magnetyczne stref szczelin kontynentalnych w dużej mierze odzwierciedla cechy strukturalne ich podłoża i uległo jedynie pewnej restrukturyzacji podczas procesu szczelin. Strefy szczelin zazwyczaj, chociaż nie zawsze, charakteryzują się minimami grawitacyjnymi w polu anomalii Bouguera, ale części osiowe niektórych z nich mają wąskie maksima spowodowane wzrostem materiału mafijnego i ultramaficznego. Jednakże kształty, rozmiary anomalii grawitacyjnych oraz charakter czynników powodujących zaburzenia mogą się znacznie różnić. Z reguły strefy szczelin znajdują się blisko stanu równowagi izostatycznej.

Skorupa ziemska we współczesnych strefach ryftów jest nieco cieńsza w porównaniu do obszarów sąsiednich, a górna część płaszcza, przynajmniej bezpośrednio pod powierzchnią M, w wielu z nich charakteryzuje się anormalnie niską prędkością podłużnych fal sejsmicznych (7,2-7,8 km/s) oraz nieco zmniejszoną gęstość i lepkość, co najwyraźniej jest spowodowane zwiększonymi warunkami termicznymi, a w niektórych przypadkach pojawieniem się selektywnych centrów topienia w górnym płaszczu. Te soczewki, czyli „poduszki” ze zdekompresowanego materiału płaszcza, prawdopodobnie przedstawiają występy dachu astenosfery, sięgające podstawy skorupy ziemskiej pod współczesnymi strefami ryftów. Strefy szczelin rzadko istnieją w izolacji; z reguły tworzą mniej lub bardziej złożone kombinacje. Sposoby „łączenia” sąsiednich stref ryftowych i ogólny plan ich grupowania mogą być bardzo zróżnicowane, a jednocześnie znacznie różnić się między strefami kontynentalnymi i oceanicznymi. Nazywamy kombinacje szeregu ściśle powiązanych przestrzennie w przybliżeniu współistniejących stref ryftów podobnych lub różnych typów systemów ryftów. Termin ten można zastosować do dowolnej kombinacji stref szczelin, niezależnie od ich wielkości, złożoności i wzoru, ale jest używany głównie w odniesieniu do tych kombinacji, które charakteryzują się obecnością różnie zorientowanych stref szczelin, wzorem przypominającym drzewo lub obecność kilku półizolowanych gałęzi, nie pasmowych, ale podobnych do ogólnego zarysu izometrycznego. W przypadkach, gdy strefy ryftów (lub ich układy) połączone ze sobą tworzą razem liniowo wydłużone struktury o długości kilku, a nawet wielu tysięcy kilometrów, nazywamy je pasami ryftowymi (analogicznie do pasów geosynklialnych i orogenicznych). Terminu system szczelin używa się również w odniesieniu do wszystkich wzajemnie połączonych pasów szczelin na Ziemi, które razem tworzą złożoną, wijącą się i rozgałęziającą sieć na powierzchni naszej planety. W tym drugim przypadku mówimy o globalnym systemie szczelin. Ten ostatni, wraz ze swoimi głównymi odgałęzieniami, łączy większość ziemskich pasów szczelin (i systemów). Jego główna część przecina oceany, a jego zanikające końce i odgałęzienia w kilku rejonach Ziemi wnikają w głąb kontynentów. Jednakże na kontynentach (i prawdopodobnie w oceanach) istnieją również oddzielne, izolowane pasy szczelin, a nawet oddzielne strefy szczelin, które nie są powiązane z globalnym systemem szczelin.

1) oceaniczny lub śródoceaniczny, w którym zarówno osiowa „dolina ryftowa”, jak i jej obramowanie mają skorupę zbliżoną do oceanicznej, pod którą znajduje się występ materiału płaszcza o anormalnie zmniejszonych prędkościach i gęstości fal sejsmicznych w porównaniu z typowymi dla górnego część płaszcza;

2) międzykontynentalny, w którym osiowa część ryftu ma skorupę zbliżoną do stref ryftów wewnątrzoceanicznych, jej peryferyjne części mają nieco przerzedzoną i przerobioną skorupę kontynentalną, a „ramiona” mają typową skorupę kontynentalną. Strefy szczelin międzykontynentalnych, podobnie jak strefy wewnątrzkontynentalne, mogą powstawać albo na platformach (szczeliny Adenskiego i Krasnomorskiego), albo na młodym obszarze złożonym (szczelina Zatoki Kalifornijskiej);

3) kontynentalny lub śródkontynentalny, w którym zarówno szczelina, jak i jej „ramiona” mają skorupę typu kontynentalnego, ale zwykle nieco przerzedzoną, zwłaszcza pod szczeliną (od 20 do 30-35 km), fragmentaryczną, nienormalnie nagrzaną i podłożoną soczewką z nieco zdekompresowanego materiału płaszcza.

Wzajemne przejścia i ścisłe powiązania strukturalne szczelin międzykontynentalnych obserwowane w przyrodzie w wyniku daleko zaawansowanego procesu rozwoju szczelin międzykontynentalnych. Przynajmniej część szerokości międzykontynentalnych stref szczelin (rzędu kilkudziesięciu kilometrów) najwyraźniej wynika z deformacji bloków skorupy kontynentalnej w wyniku pchnięcia lub ścinania i wystania pomiędzy nimi materiału pochodzenia płaszczowego, podczas gdy w strefach wewnątrzkontynentalnych ryftami mamy do czynienia głównie z zagłębieniowym osiadaniem bloków skorupy kontynentalnej o amplitudzie wydłużenia rzędu kilku kilometrów i nie zawsze z wypełnieniem pęknięć otworowych intruzjami groblowymi. Z kolei międzykontynentalne strefy ryftów są strukturalnie ściśle powiązane z pasami ryftów Oceanu Indyjskiego i Pacyfiku, w których proces wypiętrzenia głębokiego materiału i ekspansji poziomej zachodzi jeszcze intensywniej. Nierozsądnym byłoby jednak zakładać przez analogię, że wszystkie strefy ryftów i pasy oceaniczne stanowią kolejny etap rozwoju szczelin międzykontynentalnych i dlatego powstały w wyniku jeszcze większego oddzielenia bloków skorupy kontynentalnej. Na przykład w odniesieniu do Pasa Szczeliny Wschodniego Pacyfiku możemy z wystarczającą pewnością stwierdzić, że jest on młodszy od Oceanu Spokojnego i powstał na skorupie oceanicznej. Fakt, że kontynuacja tego pasa szczelin prawie całkowicie przechodzi na kontynent północnoamerykański i nakłada się na złożony region mezozoiku kordylerskiego, w sposób oczywisty sugeruje, że mechanizm napędowy szczeliny jest związany z tak dużymi głębokościami, na których różnice między oceanami i kontynentami nie są już tak widoczne. już dotknięty, ale Konkretne przejawy tego procesu na powierzchni Ziemi różnią się znacznie w zależności od tego, czy wpływa on na skorupę oceanów, młode regiony złożone, platformy itp.

Strefy i pasy ryftowe należące do trzech wyodrębnionych kategorii różnią się znacząco pod względem wielkości, morfologii form strukturalnych, skali wulkanizmu (największa w strefach ryftów oceanów), składu chemicznego jego produktów (bazalty toleiitowe w strefach ryftowych, skały bardzo zróżnicowane pod względem kwasowości i zasadowości w strefach ryftów), strefy kontynentów), wielkość przepływu ciepła (najwyższa w strefach ryftów oceanicznych), strukturę pola magnetycznego, układ naprężeń w źródłach trzęsień ziemi (w strefach ryftów kontynentalnych wektor naprężeń ściskających jest zorientowany subpionowo, a w oceanicznych - zwykle podpoziomie i nierównolegle do uderzenia strefy ryftu) itp. e. Pasy ryftów kontynentalnych charakteryzują się takimi kombinacjami przestrzennymi sąsiednich stref ryftów, jak ich wyraźne przecięcie, en układ rzutowy, artykulacja łokciowa, rozszczepienie wachlarzowe, połączenie trzech stref zbiegających się pod różnymi kątami, wzajemna równoległość, zagięcie dwóch sąsiednich stref wokół oddzielającej je stosunkowo „sztywnej” bryły, pełniącej rolę swego rodzaju masywu średniego w konstrukcja pasa szczelinowego. Natomiast pasy ryftowe oceanów charakteryzują się przecięciem przez liczne poprzeczne lub ukośne tzw. uskoki transformacyjne, dzielące te pasy na odrębne odcinki poprzeczne (strefy ryftów), których osie wydają się być przesunięte względem siebie. .

Rodzaje stref ryftów kontynentalnych. Przy identyfikacji typów współczesnych stref ryftów kontynentalnych należy wziąć pod uwagę następujące główne kryteria: a) cechy położenia tektonicznego, strukturę podłoża i wcześniejszą historię geologiczną obszaru, który stał się areną ryftów, b) charakter struktur tektonicznych powstałe w procesie ryftów i wzory ich powstawania, c) rola, skala i charakterystyka procesów magmowych towarzyszących ryftom, a czasem je poprzedzających.

W oparciu o pierwsze kryterium strefy ryftów i pasy kontynentalne można podzielić na dwie główne grupy: 1) pasy ryftów i strefy platform (pasy i strefy ryftów epiplatformowych), w których powstawanie raf rozpoczęło się po bardzo długim okresie (200-500 mln lat) lub więcej). ) etap rozwoju platformy lub zbliżony do niego; 2) pasy ryftowe i strefy młodych struktur fałdowych (epiorogeniczne pasy i strefy ryftów), gdzie podobny proces następował bezpośrednio po zakończeniu ich rozwoju geosynklinalnego, czyli stadium górogenicznego, lub był nawet łączony ze zjawiskami charakterystycznymi dla orogenezy epigeosyklinalnej. Pasy ryftowe epiplatformowe charakteryzują się strefami ryftowymi z dużymi pojedynczymi rowkami osiowymi oraz subalkalicznym lub zasadowym charakterem produktów towarzyszącej wulkanizmowi, często z udziałem karbonatytów. Natomiast dla epiorogenicznych pasów i stref ryftów charakterystyczne są kombinacje wielu wąskich rowów, zworów i jednostronnych bloków, a ich formacje wulkaniczne należą do szeregu wapniowo-alkalicznego.

Większość współczesnych stref ryftów epiplatform kontynentalnych ogranicza się głównie do występów złożonej podstawy platform, czyli do obszarów, które doświadczyły długotrwałego stabilnego wypiętrzenia, a znacznie rzadziej – do obszarów zagospodarowania pokrywy peronowej (Lewantyn, Morze Północne, i częściowo etiopskie strefy ryftów). W większości przypadków strefy ryftów nakładają się na obszary późnego proterozoiku (Grenville, Bajkał) fałdowania lub regeneracji tektonomagmowej, „omijając” obszary starszej - archaiku lub wczesnej konsolidacji proterozoiku, które służą jako zewnętrzna „rama” tych szczelin pasy lub tworzą w ich wnętrzu swoiste „twarde” masywy środkowe (masyw Wiktorii w południowej części pasa afrykańsko-arabskiego). Znacznie rzadziej strefy ryftów powstają na fundamencie platformy epipaleozoicznej (odcinek Ren-Rodan w pasie ryftów Ren-Libia). W większości przypadków młode struktury szczelin dziedziczą uderzenia starożytnych pofałdowanych i uskokowych struktur piwnicy lub „dostosowują się” do nich, tworząc kombinacje łokci, zygzaków i en echelon. W ten sposób podczas procesu szczelinowania starożytna anizotropowa piwnica pęka w najsłabszych kierunkach, podobnie jak kłoda drewna opałowego pęka zgodnie z włóknistą teksturą drewna. Osłabione strefy podłoża, wykorzystywane przez struktury ryftów kenozoicznych, podczas długiego rozwoju platform od czasu do czasu (w paleozoiku lub mezozoiku) stawały się coraz bardziej aktywne i służyły albo jako strefy zwiększonej przepuszczalności wytopów magmowych, albo wprowadzenia intruzji, zwłaszcza pierścienia -typu masywów alkalicznych lub jako strefy uskoków i rowów.

Wśród stref ryftów epiplatformowych wyraźnie wyróżnia się dwa typy, różniące się znacznie charakterem struktur, względną rolą wulkanizmu i historią powstawania. Autor nazwał je szczelinowymi i kopułowo-wulkanicznymi (Milanovsky, 1970):

a) strefy ryftowe typu archwulkanicznego (strefy etiopskie i kenijskie Afryki Wschodniej) charakteryzują się wyjątkowo silną i długotrwałą aktywnością wulkaniczną naziemną. Rozpoczyna się na dużym obszarze jeszcze przed zapoczątkowaniem szczeliny, a następnie trwa w obrębie rowu osiowego i powiązanych wtórnych rowów oraz stref uskoków. Główną rolę odgrywają erupcje law zasadowych i pośrednich oraz piroklastolitów serii silnie zasadowej i słabo zasadowej. W etiopskiej strefie szczeliny znaczącą rolę odgrywają również kwaśne (wysoko zasadowe) wulkany. Pojawienie się szczeliny poprzedzone jest długotrwałym wzrostem rozległego, łagodnego owalnego, łukowatego wzniesienia, któremu towarzyszą potężne erupcje, następnie w jej osiowej strefie osłabienia tworzy się stosunkowo płytki rowek oraz dodatkowe rowki i związane z nim uskoki - poprzeczne i ukośne na skrzydłach łuku oraz wachlarzowate rozchodzące się na jego peryliniach. Amplituda rozciągania poziomego w strefach kopułowo-wulkanicznych szczelin jest minimalna. Charakteryzują się umiarkowaną aktywnością sejsmiczną. Powstawanie kopuły charakteryzującej się dużym minimum grawitacyjnym jest najwyraźniej związane z pojawieniem się soczewki rozbitego, nienormalnie nagrzanego materiału oraz z indywidualnymi komorami magmowymi w górnym płaszczu, a powstawanie rowków jest częściowo spowodowane osiadaniem bloków skorupy ziemskiej podczas rozładunku tych komór podczas erupcji;

b) Strefy ryftowe typu szczelinowego charakteryzują się większą głębokością rowów, która może sięgać 3-4 km (równy Górnego Renu), a nawet 5-7 km (równy Południowego Bajkału). Duże minima grawitacyjne są związane z dużą miąższością luźnych osadów w grabach. Grabenowie często namawiają się nawzajem w tchórzliwy sposób. Wypiętrzenia krańcowe są znacznie węższe niż w szczelinach łukowo-wulkanicznych, nie są wszędzie prześledzone, często tylko po jednej stronie rowu, a czasami są całkowicie nieobecne, a w niektórych przypadkach (strefa ryftów Morza Północnego) rozwój szczelin występuje na tle ogólnego osiadania. W niektórych miejscach w strefie ryftu powstają wypiętrzenia w kształcie łuków i horstów, osiągające w niektórych przypadkach ogromne wysokości (do 4-5 km w bloku Rwenzori w strefie Tanganiki). Maksima grawitacji są związane z wypiętrzeniami wewnętrznymi, a ich występ ma charakter antyizostatyczny. Strefy ryftów szczelinowych charakteryzują się stosunkowo słabymi, lokalnymi i epizodycznymi przejawami wulkanizmu lub ich całkowitym brakiem. Na podstawie tej cechy można wyróżnić wśród nich strefy słabo wulkaniczne (Tanganika, Górny Ren) i niewulkaniczne (środkowy odcinek pasa ryftu Bajkału). Ośrodki erupcji ograniczają się do siodełek pomiędzy wyraźnie rozmieszczonymi rowami, ich uskokami krawędziowymi, marginalnymi wzniesieniami i innymi wzniesieniami. Petrochemicznie wulkanizm jest zbliżony do stref kopułowo-wulkanicznych, ale częściej występują tu skrajnie alkaliczne serie (sodowe lub potasowe) i karbonatyty. Aktywność wulkaniczna może wystąpić na różnych etapach ryftu.

Proces powstawania stref szczelinowych rozpoczyna się wraz z utworzeniem wąskich, liniowo wydłużonych rowów (zwykle ograniczonych do prastarych stref osłabień), wypełnionych początkowo osadami drobnoklastycznymi („molasseoid”) oraz osadami węglanowymi i chemogenicznymi, które następnie są zastępowane przez osady grubsza melasa kontynentalna. Z tej serii formacyjnej, a także danych geomorfologicznych wynika, że ​​intensywny rozwój wypiętrzeń brzegowych i wewnętrznych rozpoczął się później niż inicjacja rowów i w niektórych miejscach jeszcze się nie objawił. Koncepcja szczeliny powstałej w wyniku zapadnięcia się łuku nie ma zastosowania do stref szczelin szczelinowych. Strefy te są bardziej sejsmiczne niż kopułowe strefy wulkaniczne. Amplituda rozciągania poziomego w nich może być większa niż w tym ostatnim, ale najwyraźniej zwykle nie przekracza 5-10 km. W zagłębieniach stref szczelin szczelinowych następuje oczywiście znaczny „wyciek” energii cieplnej. W niektórych strefach szczelin oprócz elementu ślizgowego występuje element ścinający. W strefie lewantyńskiej ta ostatnia najwyraźniej znacznie przekracza wydłużenie poprzeczne, a na niektórych jej odcinkach odkształcenie poziome zbliża się do czystego ścinania.

W pasach ryftowych i strefach młodych struktur fałdowych ryft przebiega zgodnie z cyklem rozwoju geosynklinalnego, będąc bezpośrednią kontynuacją jego końcowego, orogenicznego etapu. Podczas procesu ryftowania w tych strefach często powstaje system wąskich, ale bardzo rozległych (do wielu setek kilometrów) wzajemnie równoległych rowów, oddzielonych porównywalnymi wąskimi zrębami lub jednostronnymi zrębami (system ryftów Kordyliery). Amplitudy względnego ruchu bloków wzdłuż oddzielających je normalnych nachylonych uskoków sięgają 2-5 km. Wraz z ogólnym znacznym rozciąganiem poziomym mogą wystąpić znaczne odkształcenia ścinające (na przykład przesunięcie San Andreas w Kalifornii). Powstawanie struktur ryftowych poprzedzają i towarzyszą im wyjątkowo silne erupcje magmy wapniowo-zasadowej, zarówno kwaśnej, jak i zasadowej. Wulkany zasilane były ze źródeł o różnej głębokości, zlokalizowanych zarówno w górnym płaszczu (ogniska wulkanizmu bazaltowego), jak i w skorupie ziemskiej (ogniska wulkanizmu liparytowo-dacytowego). Rozproszenie wydłużenia i towarzyszącej mu wulkanizmu w obrębie bardzo szerokiego pasa z licznymi rowami w niektórych strefach ryftów epiorogenicznych wynika oczywiście z faktu, że ryfty rozwijają się w warunkach bardziej „rozgrzanego” i „plastycznego”, a w górnej części – fragmentarycznego litosfery w porównaniu ze stosunkowo „twardą” i „zimną” litosferą stref szczelin epiplatformowych.

RIFT (a. szczelina; n. Rift; f. szczelina; i. szczelina), strefa szczeliny, to duża paskowata (w planie) strefa poziomego przedłużenia skorupy ziemskiej, wyrażona w jej górnej części w postaci jeden lub kilka bliskich sobie chwytów liniowych i sprzężonych z nimi struktur blokowych, ograniczonych i skomplikowanych głównie przez uskoki podłużne, takie jak uskoki pochyłe i uskoki oporowe. Długość szczeliny wynosi wieleset lub ponad tysiąc km, szerokość wynosi zwykle dziesiątki km. W reliefie szczeliny są zwykle wyrażane jako wąskie i głębokie, wydłużone baseny lub rowy o stosunkowo stromych zboczach.

Szczeliny w okresach ich aktywnego rozwoju (ryfty) charakteryzują się sejsmicznością (z płytkimi ogniskami trzęsień ziemi) i dużym przepływem ciepła. Podczas rozwoju szczelin mogą gromadzić się grube warstwy lub , które zawierają duże oleje, rudy różnych metali itp. Nieprawidłowo nagrzana i o niskiej lepkości górna część płaszcza pod rozwijającymi się szczelinami zwykle ulega wypiętrzeniu (tzw. Diapir płaszcza ) i część rozprzestrzenia się na boki, a pokrywająca kora wykazuje pewne łukowate wybrzuszenia. Niektórzy badacze uważają te procesy za główną przyczynę powstawania szczelin, inni uważają, że lokalne wypiętrzenie górnego płaszcza i skorupy jedynie sprzyja powstaniu szczeliny i przesądza o jej lokalizacji (a nawet jest jej konsekwencją), natomiast główną przyczyną szczelin jest regionalnym (a nawet globalnym?) rozciąganiem kory. Przy szczególnie silnym rozciąganiu poziomym, starożytna skorupa kontynentalna w obrębie szczeliny ulega całkowitemu rozerwaniu i pomiędzy jej oddzielonymi blokami, w tym przypadku, na skutek materiału magmowego o podstawowym składzie pochodzącego z górnego płaszcza, tworzy się nowa cienka skorupa typu oceanicznego . Proces ten, charakterystyczny dla szczelin oceanicznych, nazywany jest rozprzestrzenianiem się.

W oparciu o charakter głębokiej struktury skorupy w szczelinach i strefach ich obramowania wyróżnia się główne kategorie szczelin - wewnątrzkontynentalne, międzykontynentalne, okołokontynentalne i wewnątrzoceaniczne (ryc.).

Szczeliny wewnątrzkontynentalne mają skorupę typu kontynentalnego, która jest cieńsza w porównaniu z otaczającymi je obszarami. Wśród nich, zgodnie z charakterystyką położenia tektonicznego, szczeliny starożytnych platform (epiplatforma lub intrakratoniczna) typu kopułowo-wulkanicznego (na przykład kenijski, etiopski, ryc. 1) oraz słabo lub niewulkanicznego typu szczelinowego (na przykład , Bajkał, Tanganika) (ryc. 2) oraz szczeliny i systemy szczelin ruchomych pasów, które okresowo powstają, a następnie przekształcają się w trakcie ich geosynklinalnego rozwoju i powstają głównie podczas postgeosynklinalnych etapów ich ewolucji (np. , system ryftów Basenów i Pasm Kordyliery, Ryc. 3). Skala rozciągnięcia szczelin wewnątrzkontynentalnych jest najmniejsza w porównaniu do pozostałych ich kategorii (kilka km do pierwszych dziesiątek km). Jeśli skorupa kontynentalna w strefie ryftów ulegnie całkowitemu pęknięciu, szczeliny wewnątrzkontynentalne zamieniają się w szczeliny międzykontynentalne (szczeliny Morza Czerwonego, Zatoki Adeńskiej i Kalifornii; ryc. 4).

Szczeliny śródoceaniczne (tzw. grzbiety śródoceaniczne) mają skorupę typu oceanicznego zarówno w swoich strefach osiowych (strefy współczesnego rozprzestrzeniania się), jak i na swoich bokach (ryc. 5). Takie grzbiety szczelin mogą powstać albo w wyniku dalszego rozwoju szczelin międzykontynentalnych, albo w starszych obszarach oceanicznych (na przykład na Oceanie Spokojnym). Największa jest skala ekspansji poziomej w szczelinach śródoceanicznych (do kilku tysięcy km). Szczeliny te charakteryzują się obecnością uskoków poprzecznych (uskoków transformacyjnych) przecinających je, jakby przemieszczających sąsiednie segmenty tych stref szczelin względem siebie w planie. Wszystkie współczesne szczeliny wewnątrzoceaniczne, międzykontynentalne, a także znaczna część szczelin wewnątrzkontynentalnych są bezpośrednio połączone ze sobą na powierzchni Ziemi i tworzą światowy system szczelin.

Charakterystyczne dla obrzeży Oceanu Indyjskiego szczeliny i systemy szczelin okołokontynentalnych charakteryzują się bardzo rozrzedzoną skorupą kontynentalną, która w kierunku wnętrza oceanu zastępuje skorupę oceaniczną (ryc. 6). Strefy i systemy ryftów okołokontynentalnych powstały we wczesnych stadiach ewolucji wtórnych basenów oceanicznych. Szczeliny międzykontynentalne i wewnątrzoceaniczne powstały co najmniej od połowy mezozoiku, a być może także we wcześniejszych epokach. Wewnątrzkontynentalne szczeliny w obrębie starożytnych platform powstały już od proterozoiku i później często ulegały regeneracji (tzw.). Już w (pasach greenstone) powstały liniowe strefy rozciągnięć przypominające szczeliny, które później zostały poddane ściskaniu.

Pochodzenie Bajkału jest nadal przedmiotem debaty naukowej. Naukowcy tradycyjnie szacują wiek jeziora na 25–35 milionów lat. Fakt ten czyni Bajkał także wyjątkowym obiektem przyrodniczym, gdyż większość jezior, szczególnie tych pochodzenia polodowcowego, żyje średnio 10–15 tysięcy lat, a następnie wypełnia się osadami mulistymi i staje się bagnista. Istnieje jednak również wersja o młodości Bajkału, wysunięta przez doktora nauk geologicznych i mineralogicznych Aleksandra Tatarinowa w 2009 roku, która znalazła pośrednie potwierdzenie podczas drugiego etapu wyprawy „Światy” na Bajkał. W szczególności aktywność wulkanów błotnych na dnie Bajkału pozwala naukowcom założyć, że współczesna linia brzegowa jeziora ma zaledwie 8 tysięcy lat, a część głębinowa ma 150 tysięcy lat.

Niektórzy badacze wyjaśniają powstanie Bajkału jego położeniem w strefie uskoku transformacyjnego, inni sugerują obecność pióropusza płaszcza pod Bajkałem, a jeszcze inni wyjaśniają powstanie depresji poprzez pasywne ryfty w wyniku zderzenia Eurazji i Hindustanu. Tak czy inaczej, transformacja Bajkału trwa do dziś - w pobliżu jeziora stale występują trzęsienia ziemi. Istnieją sugestie, że osiadanie zagłębienia wiąże się z powstawaniem ośrodków próżniowych w wyniku wylewania się bazaltów na powierzchnię (okres czwartorzędu).

rocznie Kropotkin (1875) uważał, że powstawanie zagłębień jest związane z pęknięciami skorupy ziemskiej. ID. Czerski z kolei genezę Bajkału uważał za zagłębienie skorupy ziemskiej (w sylurze). Obecnie teoria „rozłamu” (hipoteza) stała się powszechna. Zgodnie z tą hipotezą w wyniku ściskania skorupy ziemskiej powstaje ogromne wypiętrzenie łukowe, a napięcie, które następnie zastępuje ściskanie, powoduje osiadanie górnej części łuku wzdłuż osi.

N.A. Florensow uważa depresję Bajkału za centralne, największe i najstarsze ogniwo strefy ryftów Bajkału, które powstało i rozwija się jednocześnie ze światowym systemem szczelin. „Korzenie” depresji, przecinając całą skorupę ziemską, wnikają w górny płaszcz, czyli na głębokość 50-60 km. Pod basenem Bajkału i najwyraźniej pod całą strefą ryftu dochodzi do anomalnego nagrzewania się podłoża, którego przyczyna jest nadal niejasna.

Unosząca się w górę lekko rozgrzana substancja uniosła skorupę ziemską nad samą siebie, w niektórych miejscach rozbijając ją na całej grubości i tworząc podstawę współczesnych grzbietów otaczających Bajkał. Jednocześnie podgrzana substancja rozprzestrzeniła się pod skorupą na boki, co spowodowało wytworzenie poziomych sił rozciągających. Rozciąganie skorupy spowodowało otwieranie się dawnych uskoków i powstawanie nowych, opadanie wzdłuż nich poszczególnych bloków i powstawanie zagłębień międzygórskich – dolin ryftowych – na czele z gigantyczną depresją Bajkału.

Badając osady denne Bajkału za pomocą specjalnych tłokowych rur próżniowych, naukowcom udało się w różnych obszarach jeziora wyselekcjonować kolumny osadów dennych o długości 10-12 m. Powierzchniowe warstwy osadów dennych we wszystkich basenach reprezentowane są przez drobnoziarniste muły muły. Natomiast w dolnej części kolumn, na głębokości 8-10 m od powierzchni dna, w różnych miejscach występowały osady piasku, które zwykle tworzą się na płytkich obszarach jezior lub w korytach rzek, w ich deltach i deltach. obszary o intensywnym mieszaniu osadów dennych. Jednak obecnie nie ma nic podobnego w Bajkale na głębokościach 1000-1600 m, gdzie występują złoża piasku. Na tej podstawie narodziła się hipoteza, że ​​​​Bajkał ze swoimi dużymi głębokościami powstał całkiem niedawno, a niektórzy badacze zaczęli nazywać osady piaszczyste pod warstwą mułu przed Bajkałem. Tempo sedymentacji w otwartym Bajkale wynosi obecnie średnio 4 cm na 1000 lat. W związku z tym nietrudno obliczyć czas, kiedy Bajkał nie był jeszcze Bajkałem, ale na jego miejscu znajdowały się płytkie zbiorniki lub cieki wodne - zaledwie 200-250 tysięcy lat temu. W skali czasu geologicznego dzieje się to całkiem niedawno, niemal na oczach ludzi.

Badania paleontologów i paleolimnologów pokazują, że na jeziorze Bajkał, w różnych obszarach wybrzeża, dość rozpowszechnione są osady jeziorne okresu trzeciorzędu ze specyficzną kopalną fauną jeziorną - mięczakami, pozostałościami roślin i innych organizmów. Wiek tych znalezisk i osadów wynosi co najmniej 20-25 milionów lat. W rezultacie już wtedy na terenie współczesnego Bajkału istniał zbiornik raczej jeziorny o znacznych głębokościach. Być może jego zarysy nie pokrywały się dokładnie z konturami współczesnego jeziora – np. w basenie południowym było ono nieco szersze. W tym czasie prawdopodobnie istniało dość głębokie jezioro w Dolinie Barguzin i szereg jezior w Depresji Tunka. Współczesne zarysy mogły powstać stosunkowo niedawno, być może w okresie zlodowacenia lub polodowcowym, gdyż rozwój dorzecza Bajkału, jak i całej rynny Bajkału, trwa nadal, czego dowodem są liczne coroczne trzęsienia ziemi.

Natomiast osady piasku w grubości osadów dennych na dużych głębokościach mogły powstawać podczas przepływów błotnych, przepływów zmętnienia i podwodnych osuwisk. Na przykład te same osady piaszczyste przyniesione przez prądy zmętnienia i podwodne osuwiska znaleziono na Oceanie Spokojnym w odległości kilkuset kilometrów od wybrzeży Kalifornii. Konieczne są dokładniejsze badania, być może z wierceniem osadów dennych w obszarze dużych głębokości, w celu prześledzenia historii rozwoju basenu oraz ewolucji świata zwierząt i roślin jeziora Bajkał.

Szczeliny jako globalne elementy geotektoniczne są charakterystyczną strukturą przedłużenia skorupy ziemskiej. Pojęcie szczelin obejmuje również wąskie formy płaskorzeźby - bruzdy („grabens”), które nie zostały jeszcze skompensowane przez osady; duże i szerokie wgłębienia o odpowiednio rozstawionych bokach; systemy wypiętrzenia w kształcie kopuły lub grzbietu, skomplikowane przez rowki osiowe (na przykład szczeliny w środkowych częściach oceanów i w Afryce Wschodniej). Uważa się, że to wszystko to tylko różne tymczasowe etapy powstawania struktur ryftowych, które są obecnie odkrywane w oceanach i na kontynentach. Wiek zależy od osadów i osadów.

Pierwsze miejsce wśród planetarnych systemów ryftowych zajmuje Światowy System Szczelin (WRS), powstały w okresie kenozoiku i rozwijający się do dziś, odkryty w 1957 roku, który rozciąga się na długości ponad 60 tys. km pod wodami Oceanu Światowego , a jego liczne odgałęzienia docierają także na kontynent . MSR to szerokie (do tysiąca kilometrów lub więcej) wypiętrzenia, wznoszące się 3,5–4 km nad dnem i rozciągające się na tysiące kilometrów. Aktywne strefy ryftowe są ograniczone do osiowych części grzbietów i składają się z systemu wąskich rowów (wąwozów ryftowych, takich jak Bajkał), otoczonych pasmami górskimi ryftowymi, takimi jak Bajkał, Barguzin i innymi grzbietami otaczającymi Bajkał.

Do innych szczelin (w skali planetarnej) zaliczają się szczeliny ograniczone do kontynentów (poza wymienionymi powyżej) – na przykład rowek Renu (długość ok. 600 km) czy strefa ryftu Bajkału (długość ponad 2,5 tys. km). Współczesne strefy ryftów kontynentalnych mają wiele wspólnego ze szczelinami grzbietów śródoceanicznych należących do MSR. Ich występowanie wiąże się także z procesami wypiętrzenia głębokiego materiału, wypiętrzenia łukowego, poziomego rozciągania skorupy ziemskiej pod jej ciśnieniem, ścieńczenia skorupy i wypiętrzenia powierzchni Mohorovica. Systemy szczelin kontynentalnych (CRS) również tworzą rozgałęzione, rozszerzone systemy (podobne do MSR), ale są znacznie mniej widoczne w reliefie, więc niektóre z ich połączeń wydają się odizolowane. Na pierwszy rzut oka trudno nazwać wąwóz szczelinowy zakopany pod warstwą wody o grubości 3-3,5 km analogiem Bajkału. Pochodzenie Bajkału i stref szczelin oceanicznych jest w istocie takie samo. Większość KSR ma wiek kenozoiczny. Szczelina Bajkału powstała pod koniec paleogenu. W przekroju poprzecznym strefa ryftu stanowi układ bloków nachylonych pod różnymi kątami, stopniowo opadających w kierunku części osiowej. Interfejsy są zazwyczaj błędami o stromym spadku.

Skorupa ziemska szczelin kontynentalnych charakteryzuje się zauważalnym przerzedzeniem do 20-30 km, wypiętrzeniem powierzchni Mohorovic i wzrostem grubości warstwy osadowej, dlatego na przekroju skorupa ziemska ma kształt dwuwklęsłej soczewki. W badaniu struktur szczelin wiele nie zostało jeszcze wyjaśnionych i zbadanych. Czy rifting jest procesem unikalnym dla er mezo-kenozoiku? Czy proces ten nastąpił dopiero w ciągu najbliższych 100-150 milionów lat życia Ziemi, czy też powinien odpowiadać za przemianę jej oblicza we wcześniejszych epokach? Na te pytania nie ma jeszcze jasnej odpowiedzi.

Procesy ryftu należy uznać za jedną z charakterystycznych cech rozwoju skorupy ziemskiej, która miała miejsce na przestrzeni całej historii jej życia. Są one spowodowane poziomym rozciąganiem skorupy ziemskiej, prowadzącym do osiadania pionowego. Bloki skorupy ziemskiej i wynoszenie się materiału płaszcza na powierzchnię. Istnieje pewien schemat etapowy w rozwoju stref szczelin. W pierwszym etapie, w wyniku wycieku rozprężonego materiału płaszcza w skorupie ziemskiej, powstaje kopułowe lub liniowo rozciągnięte wypiętrzenie, następnie w wyniku rozciągania w ich najbardziej wzniesionych partiach tworzą się rynny chwytane. W kolejnych etapach strefy ryftów mogą pełnić funkcję osiowych części większych osiadań lub w przypadku zastąpienia rozciągnięcia przez ściskanie ulegać degeneracji w pofałdowane, podwyższone struktury typu geosynklinalnego.

Rozkład stref szczelin nie jest ściśle liniowy. Ich poszczególne części (elementy) przemieszczają się względem siebie w kierunku poprzecznym wzdłuż zwarć transformacyjnych. Badanie współczesnych i starożytnych stref ryftów w oceanach i na kontynentach zapewni jasne zrozumienie struktury i historii geologicznej tych dużych geologicznych struktur planetarnych, a także potencjału naftowego wielokilometrowych skał osadowych, które wypełniają wiele baseny ryftowe. Jezioro Bajkał jako stosunkowo młoda strefa ryftowa, wraz z jego dalszymi badaniami, może dostarczyć jeszcze obszerniejszego materiału do głębszego zrozumienia istoty procesów geologicznych i magmowych w rejonie stref ryftowych.

Niedawno ustaliła się nowa forma istnienia skorupy ziemskiej - system stref ryftowych rozwiniętych zarówno w obrębie skorupy oceanicznej, jak i kontynentalnej, a także w ich częściach przejściowych i zajmujących jedynie w obrębie oceanów obszar równy kontynentom. W przypadku stref ryftowych ujawniają się czasami złożone, specyficzne relacje pomiędzy płaszczem a skorupą, które często charakteryzują się brakiem granicy Moho, a interpretacja ich natury nie wyszła jeszcze poza sferę dyskursu, w tym także kwestię ich typizacji. Ten. W odniesieniu do wyróżnionych typów systemów ryftowych należy pamiętać, zgodnie z danymi M.I. Kuźmina, który w 1982 roku obliczył naturalne standardy geochemiczne dla skał magmowych tych systemów:

strefy ryftów oceanicznych, ograniczone do grzbietów śródoceanicznych, tworzące pojedynczy system wzniesień oceanicznych o długości do 60 tys. km, z obecnością w nich najczęściej wąskich dolin ryftowych o głębokości 1-2 km (we wzniesieniu wschodnim Pacyfiku - wzniesienie centralne). Skały podstawowe powstają z prymitywnej magmy toleitycznej o płytkich głębokościach generacji - 15-35 km;
strefy ryftów kontynentalnych to rowki genetycznie powiązane z uskokami, takimi jak normalne uskoki, często ograniczone do osiowych części dużych łukowatych wypiętrzeń, których grubość skorupy spada do 30 km, a leżący pod nimi płaszcz często ulega dekompresji. W dolinach ryftowych pojawiają się bazalty toleityczne, a w oddali skały z szeregu alkaliczno-bazaltowego i bimodalnego oraz skały alkaliczno-ultrazasadowe z karbonatytami;

łuki wysp składające się z czterech elementów: rowu głębinowego, tarasu osadowego, łuku wulkanicznego i morza marginalnego. Grubość skorupy ziemskiej wynosi 20 km lub więcej, komory magmowe znajdują się na głębokości 50-60 km. Następuje naturalna zmiana z szeregu toleitowego o niskiej zawartości chromu i niklu na szereg wapniowo-alkaliczny sodowy, a na samym końcu łuków wyspy pojawiają się wulkany z szeregu szoszonitowego; aktywnym obrzeżom kontynentalnym typu andyjskiego, charakteryzującym się „pełzaniem” skorupy kontynentalnej na oceaniczną, niczym łuki wysp, towarzyszy strefa sejsmofokalna Zavaritsky-Benioff, ale przy braku mórz marginalnych i rozwoju wulkanizmu w obrębie margines kontynentalny ze wzrostem grubości porów ziemi do 60 km, a litosfery - do 200-300 km. Magmatyzm powodowany jest zarówno przez źródła płaszczowe, jak i skorupowe, począwszy od powstawania skał z serii wapniowo-alkalicznej (ryolit), ustępując miejsca skałom formacji andezytowej - serii latytowej; 5) aktywnym obrzeżom kontynentalnym typu kalifornijskiego, w odróżnieniu od łuków wyspowych i czynnym obrzeżom kontynentalnym typu andyjskiego, nie towarzyszy rów głębinowy, lecz charakteryzuje się obecnością powstałych w jego wyniku stref kompresji i rozciągania nacisku kontynentu północnoamerykańskiego na cały system grzbietów śródoceanicznych. Dlatego występuje jednoczesna manifestacja magmatyzmu, charakterystyczna zarówno dla struktur ryftowych (typu oceanicznego i kontynentalnego), jak i stref kompresji (głębokie strefy ogniskowe sejsmiczne).

Wzorce (typy) petrogeochemiczne skał magmowych, charakterystyczne dla tych stref, obliczone przez M.I. Kuźmina, mają ogromne znaczenie naukowe, niezależnie od poglądów playtektonicznych ich autora, m.in. dla typowania natury magmatyzmu prekambryjskiego. V. M. Kuźmin uważa, że ​​o cechach tych geochemicznych typów skał magmowych decyduje nie wiek, ale geodynamiczne warunki ich powstawania, dlatego też typy te mogą stanowić podstawę do rekonstrukcji w miejscu ruchomych pasów dawnych stref aktywnych, porównywalnych do współczesnych te. Przykładem takich rekonstrukcji jest identyfikacja mezozoicznego pasa mongolsko-ochockiego z systemem ryftów o obrzeżach czynnych typu kalifornijskiego. Tej idei, która zaprzecza istnieniu układów geosynklinalnych przynajmniej w fanerozoiku i rozszerza wzorce pękających formacji skalnych na odległą przeszłość Ziemi, sprzeciwia się koncepcja, również oparta na badaniu geochemicznych wzorców magmatyzmu, że wyspa łuki nie wskazują na obecność przejściowego typu skorupy, a tym bardziej struktur ryftowych, ale są typowymi młodymi geosynklinami.

Większość współczesnych stref ryftów jest ze sobą połączona, tworząc globalny system rozciągający się na kontynentach i oceanach (ryc. 5.1). Świadomość jedności tego układu, obejmującego całą kulę ziemską, skłoniła badaczy do poszukiwania mechanizmów tektogenezy w skali planetarnej i przyczyniła się do narodzin „nowej globalnej tektoniki”, jak w późnych latach XX wieku nazywano koncepcję tektoniki płyt litosferycznych. lata 60.

W systemie stref ryftów Ziemi większość (około 60 tys. km) znajduje się w oceanach, gdzie wyrażają się to grzbietami śródoceanicznymi (patrz ryc. 5.1), ich wykaz znajduje się w rozdziale. 10. Grzbiety te kontynuują się wzajemnie, a w kilku miejscach są połączone „potrójnymi węzłami”: na styku grzbietów zachodniego Chile i Galapagos ze wschodnim Pacyfikiem, na południowym Atlantyku i w środkowej części Oceanu Indyjskiego . Przekraczając granicę z pasywnymi marginesami kontynentalnymi, szczeliny oceaniczne kontynuują szczeliny kontynentalne. Takie przejście prześledzono na południe od potrójnego skrzyżowania szczelin oceanicznych Adenu i Morza Czerwonego z szczeliną w Dolinie Afar: wzdłuż niej, z północy na południe, skorupa oceaniczna zaciska się i rozpoczyna się kontynentalna strefa Afryki Wschodniej. W Basenie Arktycznym oceaniczny grzbiet Gakkel kontynuuje szczeliny kontynentalne na szelfie Morza Łaptiewów, a następnie złożoną strefę neotektoniczną, w tym Szczelinę Momma (patrz ryc. 5.3).

Tam, gdzie grzbiety śródoceaniczne zbliżają się do aktywnego brzegu kontynentalnego, mogą zostać wchłonięte przez strefę subdukcji. Zatem pasma Galapagos i zachodnie Chile kończą się na obrzeżach Andów. Inne zależności ukazuje wzrost wschodniego Pacyfiku, w wyniku którego na nasuniętej płycie północnoamerykańskiej utworzyła się szczelina kontynentalna Rio Grande. Podobnie struktury oceaniczne Zatoki Kalifornijskiej (najwyraźniej stanowiące odgałęzienie głównej strefy ryftu) są kontynuowane przez kontynentalny system basenu i pasma.

Wygaszanie stref szczelin wzdłuż uderzenia charakteryzuje się stopniowym osłabieniem lub jest związane z uskokiem transformacji, jak na przykład na końcu grzbietów Juan de Fuca i grzbietów amerykańsko-antarktycznych. W przypadku Szczeliny Morza Czerwonego końcem jest uskok lewantyńskiego uderzenia.

Obejmujący niemal całą planetę system stref ryftów kenozoicznych wykazuje regularność geometryczną i jest w określony sposób zorientowany względem osi obrotu geoidy (ryc. 5.2). Strefy ryftów tworzą prawie pełny pierścień wokół bieguna południowego na 40-60° szerokości geograficznej i rozciągają się od tego pierścienia południkowo w odstępach około 90° trzema pasami, które zanikają na północ: wschodni Pacyfik, Atlantyk i Ocean Indyjski. Jak wykazał E.E. Milanovsky i A.M. Nikishin (1988), być może zachowując pewną konwencję, nakreślił także czwarty pas, zachodni Pacyfik, który można prześledzić jako zespół tylnych przejawów ryftu. Normalny rozwój pasa szczelin w tym miejscu został zahamowany przez intensywne przemieszczenie na zachód i subdukcję Płyty Pacyfiku.

Pod wszystkimi czterema pasami do głębokości pierwszych setek kilometrów tomografia ujawnia ujemne anomalie prędkości i zwiększone tłumienie fal sejsmicznych, co można wytłumaczyć wznoszącym się prądem nagrzanego materiału płaszcza (patrz ryc. 2.1). Poprawność rozmieszczenia stref ryftów łączy się z globalną asymetrią zarówno pomiędzy obszarami polarnymi, jak i względem półkuli Pacyfiku.

Orientacja wektorów rozciągających w strefach ryftów jest również regularna, przeważają wektory bliskopołudnikowe i prawie równoleżnikowe. Te ostatnie są maksymalne w obszarach równikowych, zmniejszając się wzdłuż grzbietów zarówno w kierunku północnym, jak i południowym.

Tylko kilka głównych podziałów znajduje się poza systemem globalnym. Jest to system zachodnioeuropejski (w tym dorzecze Renu), a także systemy Bajkał (ryc. 5.3) i Fengwei (Shanxi), ograniczone do uskoków o kierunku północno-wschodnim, których działalność, jak się uważa, jest wspomagana przez zderzenie płyty kontynentalne Eurazji i Hindustanu.

Ryft kontynentalny

Aktywne strefy ryftów kontynentów charakteryzują się rozciętą topografią, sejsmicznością i wulkanizmem, które są wyraźnie kontrolowane przez duże uskoki, głównie normalne. Główny współczesny pas szczelin kontynentalnych, rozciągający się niemal południkowo na ponad 3 tysiące km przez całą Afrykę Wschodnią, nazwano Wielkim Afrykańskim Pasem Szczelin. Tworzące go strefy rozgałęziają się i zbiegają, zgodnie ze złożonym wzorem strukturalnym. W szczelinach tego pasa powstały jeziora Tanganika, Nyasa (Malawi) i inne; wśród wulkanów z nim związanych znajdują się takie giganty jak Kilimandżaro i Nyiragongo, słynące ze swojej aktywności. System ryftów Bajkału jest również jednym z najbardziej reprezentatywnych i dobrze zbadanych.

Rzeźba, struktura i utwory osadowe. Centralne miejsce w strefie ryftu zajmuje zwykle dolina o szerokości do 40–50 km, ograniczona uskokami, często tworząca systemy schodkowe. Taka dolina czasami rozciąga się wzdłuż łukowatego wypiętrzenia skorupy ziemskiej (na przykład Szczelina Kenijska), ale może powstać bez niej. Bloki tektoniczne na ramie ryftu wznoszą się do poziomu 3000–3500 m, a pasmo górskie Rwenzori na północy strefy Tanganika wznosi się do 5000 m. Często szczeliny komplikują zręby podłużne lub ukośne. W regionie Basin and Range w Ameryce Północnej przedłużenie skorupy ziemskiej rozłożyło się na rozległym (prawie 1000 km) obszarze, na którym utworzyły się liczne stosunkowo małe rowki oddzielone zrębami, co tworzy złożoną rzeźbę tektoniczną. Czasem, jak np. na wschodzie tarczy brazylijskiej, obserwuje się układy asymetrycznych jednostronnych rowków. Ogólnie rzecz biorąc, asymetria struktury i topografii jest charakterystyczna dla wielu stref ryftów kontynentalnych.

W górnej, odsłoniętej części uskoki nachylone są do horyzontu pod kątem do 60 stopni. Jednak sądząc po profilach sejsmicznych, wiele z nich spłaszcza się na głębokości, nazywane są listrycznymi (gr.: wiadra). Podczas poruszania się wzdłuż uskoków często zauważalny jest element poślizgowy (na Bajkale jest on lewostronny). W przypadku uskoków aktywnych sejsmicznie, przy rozwiązywaniu mechanizmów ogniskowych określa się również rozciągnięcie wzdłuż uskoków normalnych i przemieszczenia. Jak pokazał V.G Kazmin (1987), uskoki zorientowane skośnie z przemieszczeniem poślizgu i ich układy rzutowe w niektórych przypadkach przenoszą ruch z jednej szczeliny otwierającej na drugą i pod tym względem przypominają uskoki transformacyjne szczelin oceanicznych. W złożonych strefach ryftów, np. w Afryce Wschodniej, uskoki i uskoki typu strike-slip tworzą regularne i bardzo wyraziste paragenezy.

Wzdłuż niektórych stosunkowo łagodnie zorientowanych uskoków, równolegle do ich przemieszczenia, rozwija się metamorfizm dynamotermiczny, co można ocenić w przypadkach, gdy przy dalszym rozszerzaniu się metamorfity zostaną odsłonięte lub zbliżą się do powierzchni.

Formacje osadowe szczelin kontynentalnych, głównie melasa, charakteryzują się połączeniem z taką lub inną ilością wulkanów, aż do przypadków, gdy formacje osadowe zostaną całkowicie zastąpione przez wulkaniczne. Według E. E. Milanovsky'ego grubość kenozoicznego wypełnienia szczelin może sięgać 5-7 tysięcy m (na przykład w południowym Bajkale), ale zwykle nie przekracza 3-4 tysięcy m. Przeważają osady klastyczne jeziorne (w tym turbidyty jeziorne) , aluwialne, proluwialne, a w zagłębieniach Bajkału także pochodzenia fluwioglacjalnego i lodowcowego. Z reguły szorstkość materiału klastycznego wzrasta od dołu do góry. W warunkach klimatycznych Szczeliny Dalekiej możliwa była akumulacja ewaporatów. W strefie wulkanizmu usuwanie materii przez roztwory hydrotermalne stwarza także warunki do osadzania się specyficznych osadów chemogenicznych – węglanowych (w tym sodowych), krzemionkowych (okrzemki, opal), siarczanowych, chlorkowych.

Magmatyzm i jego wytwory. Szczelinom kontynentalnym towarzyszy magmatyzm i jedynie lokalnie mogą nie występować jego powierzchniowe przejawy. W szczególności w szczelinie jeziora Bajkał nie ma wiarygodnie ustalonego wulkanizmu, ale w tym samym systemie w szczelinach Tunkinsky i Charsky występują wylewy bazaltu szczelinowego. Wulkany często są zlokalizowane asymetrycznie – po jednej stronie doliny ryftowej, po jej wyższej stronie.

Skały magmowe są niezwykle różnorodne, wśród nich szeroko reprezentowane są odmiany alkaliczne. Charakterystyczne są kontrastujące (bimodalne) utwory, w których powstawaniu biorą udział zarówno wytopy bazaltu płaszczowego (i jego pochodnych), jak i anatetyczne, przeważnie kwaśne wytopy powstałe w skorupie kontynentalnej. W kontrastujących formacjach pasa Afryki Wschodniej, wraz z alkalicznymi bazaltami oliwinowymi, trachitami i fonolitami, V. I. Gerasimovsky i A. I. Polyakov wskazują ryolity, komendity i pantelleryty. Do szeregu potasowego zaliczają się leucytyty i bazanity leucytowe, ultrabazyty alkaliczne i towarzyszące im karbonatyty.

Według M. Wilsona (1989) dane dotyczące zawartości rzadkich pierwiastków oraz stosunków izotopowych neodymu i strontu w różnych formacjach wulkanicznych pasa Afryki Wschodniej wskazują na nierówny stopień zanieczyszczenia magm płaszczowych magmą kory. Okazało się, że w niektórych seriach całe zróżnicowanie skał wynikało z krystalizacji frakcyjnej.

Charakterystyka geofizyczna. Według danych geofizycznych grubość skorupy pod szczelinami kontynentalnymi zmniejsza się i następuje odpowiednie podniesienie się powierzchni Mohorovicica, która jest tam lustrzanie zgodna z rzeźbą terenu. Grubość skorupy pod ryftem Bajkału zmniejsza się do 30-35 km, pod ryftem Renu do 22-25 km, pod ryftem kenijskim do 20 km, a na północy wzdłuż doliny Afar sięga 13 km , a następnie pod osiową częścią kory doliny pojawia się oceaniczny.

W występie płaszcza pod szczeliną skały ulegają dekompresji (prędkości fal podłużnych wahają się w przedziale 7,2-7,8 ​​km/s), ich właściwości sprężyste sprowadzają się do wartości charakterystycznych dla astenosfery płaszcza. Dlatego uważa się je albo za diapir astenosferyczny (w przypadku ryftów Rio Grande i Kenii), albo za „poduszkę” w kształcie soczewki rozciągającą się wzdłuż strefy ryftu i w pewnym stopniu odizolowaną od głównej warstwy astenosferycznej. Taką soczewkę o grubości 17 km odkryto podczas sondowania sejsmicznego w pobliżu jeziora Bajkał. Zauważono, że w szczelinach asymetrycznych grzbiet występu płaszcza najczęściej nie pokrywa się z osią doliny, ale jest przesunięty w stronę wyższego skrzydła. Znajdują się tam również centra wulkaniczne.

Płytkie położenie astenosfery ogranicza głębokość źródeł sejsmicznych. Znajdują się one w przerzedzonej skorupie i w zależności od jej grubości maksymalna głębokość ognisk waha się od 15 do 35-40 km. Rozwiązanie mechanizmu ogniskowego źródeł ustala uskoki i podrzędne przemieszczenia poślizgowe.

Bliskość rozgrzanej astenosfery, wulkanizm i zwiększona przepuszczalność uskokowej skorupy wyrażają się w polu geotermalnym; przepływ ciepła w szczelinach gwałtownie wzrasta. Sondowanie magnetotelluryczne określiło wysoką przewodność elektryczną skał w półce astenosferycznej.

W polu grawitacyjnym strefa szczeliny odpowiada ujemnej anomalii Bouguera, która rozciąga się w szerokim pasie i uważa się, że jest spowodowana dekompresją skał płaszcza. Na tle ostrzejszych anomalii negatywnych można dostrzec nad basenami ryftowymi z ich luźnym wypełnieniem osadowym oraz anomalie dodatnie wyznaczające strefy intruzji mafijnych i ultramaficznych skał magmowych.

Mechanizmy ryftu. Fizyczne modele powstawania ryftów uwzględniają obserwowaną koncentrację rozszerzeń w stosunkowo wąskim paśmie, w którym następuje odpowiednie zmniejszenie grubości skorupy kontynentalnej. Wzdłuż osłabionej strefy tworzy się coraz cienka „szyja”, aż skorupa kontynentalna pęknie i rozejdzie się i zostanie wypełniona skorupą typu oceanicznego. W różnych szczelinach taki krytyczny moment najwyraźniej następuje przy różnej maksymalnej grubości skorupy sialowej (w ryftach Morza Czerwonego i Adenu była ona przerzedzona o około połowę) i oznacza przejście od szczelin kontynentalnych do oceanicznych.

Ryż. 5.4. Modele ryftu kontynentalnego. Według R. Allmendingera i in. (1987):
a - klasyczny model symetrycznych zrostów i grabenów; b - model Smitha i innych z uszkodzeniem podpoziomym pomiędzy warstwą kruchą a warstwą odkształceń plastycznych; c - model W. Hamiltona i innych z deformacją soczewkową; d - model B. Wernickego, zakładający asymetryczne odkształcenie oparte na delikatnym uskoku

Ponieważ rozciąganie na powierzchni Ziemi w szczelinach kontynentalnych następuje poprzez przemieszczenia uskoków, oryginalny, klasyczny model szczelinowania uwzględniał tylko te odkształcenia kruche (rys. 5.4.a). Według obliczeń J. Angeliera i B. Coletty, całkowity efekt przemieszczeń wzdłuż uskoków daje rozciągnięcie od 10-50% w Zatoce Sueskiej do 50-100% w systemie kalifornijskim i do 200% na południu regionu Basin and Range. W jednym odcinku Doliny Dalekiej obliczenia W. Mortona i R. Blacka wykazały potrójny rozciągłość. Tak wysokie wartości zostały w zadowalający sposób wyjaśnione w późniejszych modelach, które budowano z uwzględnieniem zmian właściwości mechanicznych skał wraz z głębokością, wraz ze wzrostem ciśnienia i temperatury. Model R. Smitha (rys. 5.4, b) przewiduje istnienie warstwy odkształceń plastycznych w skorupie dolnej, pod warstwą odkształceń kruchych. W tym przypadku w miarę rozciągania uskoki wyginają się i spłaszczają w dolnej części, przekształcając się w listryczne. Opadaniu bloków wzdłuż takich uskoków towarzyszy ich obrót (przewracanie), a stopień rozciągnięcia wzrasta od krawędzi strefy ryftu do jej środka. Ten sam efekt można uzyskać zakładając, że w środkowej części skorupy znajduje się kolejna, przejściowa warstwa odkształceń, w której przemieszczenie rozkłada się na wiele małych ukośnych ścinań lub podpoziomych powierzchni poślizgu.

Wszystkie te warianty ryftu polegają na lokalnym przerzedzaniu się skorupy pod wpływem naprężeń rozciągających z utworzeniem symetrycznie skonstruowanej strefy ryftu. D. Mackenzie (1978) określił ilościowo konsekwencje takiego pocienienia: izostatyczne osiadanie skorupy i przeciwwypiętrzenie półki astenosferycznej, któremu badacz ten przypisuje bierną rolę.

Inny model, uwzględniający nowe dane dotyczące głębokiej struktury szczelin kontynentalnych i asymetrii występującej w wielu z nich, zaproponował B. Wernicke (1981). Wiodącą rolę odgrywa duży, płaski (10-20°) uskok, którego powstawanie może wiązać się z wykorzystaniem wewnątrzkorupowych warstw astenosferycznych (ryc. 5.4d). W miarę rozciągania ściana wisząca komplikuje się schodkowym systemem małych uskoków listrycznych, podczas gdy w drugiej ścianie dominuje skarpa odpowiadająca głównej płaszczyźnie uskoku. Wiąże się z tym także wspomniany wyżej metamorfizm dynamotermiczny i uwalnianie metamorfitów na powierzchnię podczas dalszego zsuwania się wiszącej ściany w dół płaszczyzny uskoku. Model B. Wernickego z powodzeniem wyjaśnia szereg innych cech budowy i rozwoju szczelin asymetrycznych. W przypadku rozrzedzenia skorupy poprzez przemieszczenie wzdłuż łagodnego uskoku, występ astenosferyczny nie powinien znajdować się pod osiową częścią ryftu, ale pod wiszącym skrzydłem, podpierając je i podnosząc, co obserwuje się w wielu profilach. Wulkanizm jest zlokalizowany po tej samej wysokiej stronie szczeliny. Podobną asymetrię dobrze widać w pasie Afryki Wschodniej, wzdłuż którego naprzemiennie występują szczeliny ze stosunkowo podwyższonymi skrzydłami zachodnimi i wschodnimi.

Biorąc pod uwagę nowe dane geofizyczne, nie ma wątpliwości co do różnorodności głębokiej struktury stref ryftów kontynentalnych. Dlatego żaden z wymienionych modeli nie może pochwalić się uniwersalnością, a mechanizm powstawania szczelin różni się w zależności od takich warunków, jak grubość, struktura, temperatura skorupy ziemskiej i szybkość rozszerzania.

Hydrauliczny mechanizm klinujący. Wszystkie powyższe modele opierają się na kompensacji rozciągnięcia kory poprzez jej odkształcenie mechaniczne (kruche lub plastyczne), zmniejszenie grubości i utworzenie „szyi”. W tym przypadku magmatyzmowi przypisuje się rolę pasywną. Tymczasem w obecności głębokich kieszeni magmy bazaltowej (o wysokich właściwościach płynnych) wchodzi w grę zupełnie inny mechanizm.

Istnieją wszelkie powody, aby sądzić, że szybkie wydostawanie się magmy bazaltowej na powierzchnię jest zapewnione w strefach rozciągania: efekt klinujący, jaki magma wywiera na skały litosferyczne. Pomysły na ten proces opierają się na badaniu wałów liniowych i ich układów (które są uważane za zamarznięte kliny magmowe) oraz na zastosowaniu do nich teorii hydraulicznego szczelinowania skał. Opierano się na szczegółowych pracach nad badaniami wałów trzeciorzędowych i paleozoicznych w Szkocji, których kulminacją były uogólnienia J. Ritchiego i E. Andersona. Już na tym materiale określono cechy charakterystyczne wałów liniowych. Z reguły wprowadza się je wzdłuż pionowych spękań poprzez rozłożenie skrzydeł prostopadle do pęknięcia, bez znacznego zagęszczenia lub zmiażdżenia skał stanowiących podstawę grobli. Podczas wtargnięcia zwykle nie dochodzi do uskoków ani przemieszczeń poślizgowych. Wały tworzą układ subrównoległy, w którym grubość wałów jest jednakowa.

E. Anderson wykazał aktywną rolę magmy w tworzeniu się grobli. Wnikając wzdłuż pęknięcia prostopadle do minimalnego naprężenia ściskającego, stop magmowy działa klinująco, zwiększając długość pęknięcia (patrz rys. 5.5, III). Dalsze badania zależności procesu intruzyjnego od stosunku naprężeń głównych w pobliżu komory magmowej przeprowadzili J. Robson i K. Barr. Jednakże ilościowe uzasadnienie mechanizmu penetracji wałów stało się możliwe później, w związku z rozwojem teorii hydraulicznego szczelinowania skał podczas wydobycia ropy. M. Hubbert i D. Willis dokonali analogii pomiędzy sztucznym szczelinowaniem hydraulicznym a wnikaniem wałów magmowych w skorupę ziemską. W odniesieniu do tego ostatniego kwestię tę szczegółowo rozważał A.A. Peck i V.S. Popow.

Szczelinowanie hydrauliczne (szczelinowanie hydrauliczne) to proces powstawania i propagacji pęknięć w skałach pod ciśnieniem płynu, w tym stopionego magmu. Rozciąganie skorupy ziemskiej można wyrazić poprzez ziejące pęknięcia separacyjne tylko na bardzo małych głębokościach - do 2-3 km. Głębiej, wraz ze wzrostem ciśnienia i temperatury zamykającej, kruche rozdzielenie zostaje zastąpione, jak już wspomniano, ścinaniem wzdłuż coraz liczniejszych płaszczyzn, a następnie przechodzi w odkształcenie plastyczne. Ponieważ systemy wałów bazaltowych powstają na dużych głębokościach, wykluczone jest ich powstawanie poprzez bierne wypełnianie ziejących pęknięć. Jedynym możliwym mechanizmem jest aktywna penetracja poprzez szczelinowanie hydrauliczne skał, a następnie ekspansja ścian szczelin.

Aby doszło do szczelinowania hydraulicznego, wystarczy, aby ciśnienie płynu tylko nieznacznie przekroczyło minimalne naprężenie ściskające w skale; Zwykle w obliczeniach przyjmuje się, że ich stosunek wynosi 1,2. Tworzy się klin hydrauliczny, czoło płynu zbliża się do końca pęknięcia, ale nigdy do niego nie dociera. Efekt klinowania zapewnia koncentracja naprężeń na wierzchołku pęknięcia, gdzie jego ciśnienie napędowe wzrasta od wierzchołka proporcjonalnie do sześcianu otworu pęknięcia zgodnie ze spadkiem oporu hydraulicznego (patrz rys. 5.5, IV). . Na rozwój szczelinowania hydraulicznego w niewielkim stopniu wpływają rzeczywiste różnice w wytrzymałości skał macierzystych. Następuje szybka propagacja kruchego pęknięcia i napędzającego je klinu magmowego. Jak wykazały obliczenia N.S. Severina, przenoszenie ciepła takiego wtrysku jest kompensowane przez wydzielanie ciepła w wyniku tarcia na stykach, dzięki czemu nie następuje znaczny wzrost lepkości, który spowolniłby proces penetracji. Według obserwacji sejsmologicznych V.M. Gorelchika i innych podczas erupcji szczeliny Tolbachik na Kamczatce klin bazaltowy podnosił się tam z prędkością 100-150 m/h.

Intruzja pionowego wału staje się możliwa, gdy jedno z głównych naprężeń ściskających, skierowane poziomo, zostanie zmniejszone przez rozciąganie tektoniczne. Najwyraźniej równoległe wały należące do tego samego roju wstrzykiwano sekwencyjnie: każdy kolejny klin hydrauliczny tworzył aureolę naprężeń ściskających, które zapobiegały kolejnym zastrzykom, a następnie były stopniowo usuwane w wyniku rozszerzania się tektonicznego.

Tak więc, jeśli na głębokości zbiornika występuje magma w stanie ciekłym, powstają warunki do wzrostu warstw litosfery pod wpływem wielu równoległych szczelin hydraulicznych, w każdym z których wstrzyknięcie wytopu prowadzi do rozprzestrzeniania się skał macierzystych. Podkład magmowy warstwy litosfery wstrzykiwanej przez wały zapewnia niezbędną swobodę poziomego ślizgania się. Możliwe jest, że zarówno zaklinowanie hydrauliczne, jak i rozciąganie mechaniczne mogą następować naprzemiennie lub jednocześnie (na różnych poziomach) w jednej strefie szczeliny.

W przypadku ryftów kontynentalnych mechanizm klinowania hydraulicznego nabiera znaczenia w końcowej fazie ich rozwoju, gdy przerzedzenie skorupy zbliża się do wartości krytycznych, a zmniejszenie obciążenia występu astenosferycznego przyczynia się do większej separacji wytopów bazaltu. To właśnie w takich warunkach po zachodniej stronie Szczeliny Afarowej pojawiają się podłużne roje równoległych wałów, odkryte przez P. More'a (1983) i kojarzone z wulkanizmem bazaltowym. W Szczelinie Morza Czerwonego podobna faza rozpoczęła się około 50 milionów lat temu i nasiliła się 30 milionów lat temu, kiedy potężne roje równoległych wałów o kontrastowym składzie (od bazaltów toleitycznych po granofiry) przedostały się do starożytnej skorupy granitowej, którą można prześledzić wzdłuż północno-wschodnie wybrzeże. Zaledwie 5 milionów lat temu kliny magmowe skoncentrowały się w wąskim pasie, powodując oddzielenie Płyty Arabskiej. Ryft kontynentalny ustąpił miejsca ryftowi oceanicznemu, który trwa do dnia dzisiejszego.

W przypadku, gdy rozwój szczeliny kontynentalnej ustanie na wcześniejszym etapie, pozostaje ona strefą osłabioną, rowkiem w płycie kontynentalnej, czego przykładem są aulakogeny (patrz rozdział 13).

5.3. Ryft oceaniczny (rozprzestrzenianie się)

Ryft oceaniczny, który opiera się na rozprzestrzenianiu się poprzez klinowanie magmowe, może zatem rozwinąć się jako bezpośrednia kontynuacja ryftu kontynentalnego. W tym samym czasie wiele współczesnych stref szczelin na Pacyfiku i Oceanie Indyjskim powstało początkowo w litosferze oceanicznej z powodu zmian w ruchu płyt i śmierci wcześniejszych stref szczelin.

Założenie o powstaniu skorupy ziemskiej w grzbietach śródoceanicznych podczas ich rozszerzania się na skutek konwekcji płaszcza, powstawania i krystalizacji magmy bazaltowej wyraził A. Holmes już w latach 30. i 40. XX w., porównując skorupę oceaniczną odbiegającą od warstwy aktywnej strefę do niekończących się przenośników taśmowych. Pomysł ten rozwinął się później, gdy G. Hess (1960) użył go jako podstawy pomysłów na temat ewolucji oceanów. Termin ten ukuł R. Dietz (1961). rozprzestrzenianie się dna morskiego(Angielski, rozkładany - rozkładać, rozkładać). Wkrótce G. Bodvarson i J. Walker. (1964) zaproponowali mechanizm rozprzestrzeniania się skorupy oceanicznej przez wały, co było głównym tematem sympozjum Islandii i Mid-Ocean Ridges i zapoczątkowało rozszyfrowanie procesów tektonomagmatycznych tworzących skorupę w strefie rozprzestrzeniania się. Intensywne badania prowadzone przez następne dziesięciolecia, obejmujące odwierty głębinowe i szczegółowe badania stref rozprzestrzeniania się przy użyciu załogowych pojazdów podwodnych, dostarczyły bogactwa nowego materiału na ten temat.

Rozprzestrzenianie się na Islandii. Dla zrozumienia szczelin oceanicznych szczególnie interesujące są dane z Islandii, gdzie Grzbiet Śródatlantycki wznosi się nad poziomem morza na wysokość 350 km. Historia powtarzających się wylewów bazaltu szczelinowego znana jest tam od tysiącleci, a od ubiegłego stulecia prowadzono specjalne badania geologiczne, które później uzupełniono o geofizyczne i bardzo precyzyjne obserwacje geodezyjne. Współczesna aktywność tektoniczna i wulkaniczna koncentruje się w podwodnych strefach neowulkanicznych przecinających wyspę w jej środkowej części. Najmłodsze bazalty odpowiadające epoce Brunhes są ograniczone do ich osi. Graniczą z bazaltami w wieku 0,7-4 mln lat, następnie spod nich wyłania się potężna seria bazaltów płaskowyżowych aż do środkowego miocenu (16 mln lat), które leżą z dominującym przeciwskłonem w kierunku stref neowulkanicznych. Charakterystyczne jest, że w kierunku przeciwnym (od stref osiowych) pokrywy bazaltowe zmniejszają swoją grubość i sukcesywnie się klinują, zaczynając od stosunkowo młodych. W rezultacie w dowolnym miejscu wzrasta nachylenie bazaltów od góry do dołu: od poziomego wystąpienia w pobliżu już zerodowanego stropu bazaltów płaskowyżu do 3-4° na poziomach około 1000 m, 7-8° na poziomie morza i około 20° na głębokości (2000 m (wg danych wiertniczych). Każda erupcja szczelinowa pozostawia leżącą poziomo (klinującą się w poprzek uderzenia strefy) pokrywę bazaltową o miąższości do 10 m i większej, a także jego kanałem zasilającym jest pionowa wał dolerytowy, najczęściej o szerokości 10 m, zorientowany prostopadle do osi minimalnych naprężeń ściskających, czyli wzdłuż strefy ryftu. Każda kolejna erupcja dodaje jedną pokrywę bazaltową i jedną wałę, więc w dół odcinka płaskowyżu bazalty wały stają się grubsze.Zagadnienie to zostało specjalnie zbadane przez J. Walkera we wschodniej Islandii.Stwierdził on naturalny spadek liczby wałów w miarę wznoszenia się z poziomu morza do przełomów 1000-1100 m i ekstrapolował ich dalszy spadek zgodnie z zależnością liniową Wszystkie takie wykresy pokazywały całkowite załamanie wałów na wysokości 1350–1650 m, czyli dokładnie tam, gdzie powinien znajdować się pierwotny strop bazaltów płaskowyżu. Zakłada się, że poniżej poziomu morza liczba wałów odpowiednio wzrasta.

Jako warstwa bazaltów płaskowyżu ulegają one osiadaniu grawitacyjnemu, które w dużej mierze ma charakter kompensacyjny w stosunku do żerującej komory magmowej, co zostało wyśledzone za pomocą sondowań magnetotellurycznych. Jednocześnie w miarę wprowadzania coraz większej liczby równoległych wałów doleritowych oddalają się one od siebie o wartość ich całkowitej grubości. Na podstawie takich obserwacji G. Bodvarson i J. Walker zaproponowali mechanizm rozszerzania się skorupy ziemskiej poprzez wtargnięcie wałów. Na ryc. 5.5.1 z późniejszej publikacji G. Palmasona (1973) mechanizm ten wyjaśnia schemat kinematyczny. Pokazuje obliczone trajektorie i izochrony ruchu nowo powstałych skał w strefie osiowej podczas ich późniejszego opadania i przemieszczania się w jedną stronę osi. Diagram I. Gibsona i A. Gibbsa (ryc. 5.5, II) ilustruje stale rosnące nachylenie bazaltów płaskowyżu na głębokości oraz strukturę wachlarzowatych monoklin, które tworzą się po obu stronach strefy osiowej w miarę osiadania wybuch bazaltów i zaklinowanie strefy aktywnej przez wały. Te ostatnie w przypadku wtargnięcia są pionowe, a następnie przechylają się razem z bazaltami płaskowyżu macierzystego. Efektem końcowym jest utworzenie drugiej warstwy skorupy oceanicznej.

Ryż. 5.5. Model powstania drugiej warstwy skorupy oceanicznej na Islandii, środkowoatlantycka strefa rozprzestrzeniania się:
I - schemat kinematyczny G. Palmasona (1973): trajektorie ruchu wybuchających bazaltów (linia przerywana) i izochrony ich ruchu (linie ciągłe) podczas procesu rozprzestrzeniania się i osiadania izostatycznego. II - diagram I. Gibsona i A. Gibbsa (1987) wyjaśniający mechanizm rozprzestrzeniania się poprzez wprowadzenie wałów i wylewów powierzchniowych bazaltu: efekt klinowania wałów determinuje rozprzestrzenianie się, osiadanie pod obciążeniem bazaltów formami wachlarzowymi monokliny po obu stronach strefy osiowej (K – zespół równoległych wałów). III - wtargnięcie grobli bazaltowej w płaszczyźnie prostopadłej do minimalnego naprężenia ściskającego, wg E. Andersona i M. Haberta. IV - wał bazaltowy jako klin hydrauliczny: wykres naprężeń (P) propagujących pęknięcie, które gwałtownie maleją w kierunku wierzchołka klina hydraulicznego odwrotnie proporcjonalnie do sześcianu otworu pęknięcia, co powoduje tam koncentrację naprężeń, klinowanie efektu i zaawansowania klina (wg A.A. Pecka, 1968): l - długość pęknięcia; D - otwarcie pęknięcia: R k - ciśnienie wtryskiwanego płynu na początku pęknięcia; R. b - naprężenia boczne ściskające pęknięcie

Faktyczne wdrożenie tego modelu na Islandii komplikuje wielokrotne boczne „przeskoki” osi erupcji szczelin w obrębie strefy wulkanicznej, a nawet przemieszczenie całej tej strefy. Ponadto część wydłużeń występuje w przypadku uskoków i pęknięć otwartych, tj. rozerwań. Uważa się, że takie konstrukcje kompensują na górze wtargnięcie tych wałów, które nie osiągnęły powierzchni. W szczególności osłonięte wały prawdopodobnie kończą się dolerytowymi progami, których jest wiele wśród bazaltów płaskowyżu. Ponadto podczas erupcji szczelin część magmy bazaltowej rozprzestrzenia się z obszaru aktywnego wulkanu wzdłuż uderzenia strefy poprzez podłużny wzrost wałów. Według G. Sigurdsona, po erupcji szczeliny Krabli w 1975 r. miało miejsce kilka takich intruzji, a ich postępowi z prędkością kilkuset metrów na godzinę towarzyszyły wstrząsy sejsmiczne i osiadanie powierzchni w pasie o szerokości kilku kilometrów. Całkowita wielkość osiadań osiągnęła 1,5 m, w tym amplituda przemieszczeń wzdłuż niektórych uskoków – do 1 m.

Wykorzystanie obserwacji z Islandii, pomimo ich szczegółowości i wiarygodności, jest ograniczone przez anomalię tego odcinka grzbietu śródoceanicznego w stosunku do normalnych stref rozprzestrzeniania się łodzi podwodnych. Grubość skorupy oceanicznej jest tutaj znacznie większa niż normalnie (do 40 km), co stabilnie utrzymuje powierzchnię wyspy nad poziomem morza przez całą jej historię geologiczną. Biorąc pod uwagę charakterystyczne cechy geochemiczne islandzkich bazaltów, tłumaczy się to przejściem osi rozprzestrzeniania się nad strumieniem płaszcza, podnoszeniem materiału z głębokich partii płaszcza i zwiększeniem szybkości dostarczania stopionego bazaltu, który tworzy skorupę oceaniczną o zwiększonej grubości (patrz rozdziały 6 i 7).

Rozprzestrzenianie się w podwodnych grzbietach śródoceanicznych. Przy pomocy załogowych pojazdów podwodnych szczegółowo zbadano wiele segmentów stref szczelin oceanicznych. Praca ta rozpoczęła się od francusko-amerykańskiego programu FAMOUS, według którego w latach 1974-1975. Zmapowano odcinki Grzbietu Śródatlantyckiego na południowy zachód od Azorów, położone w dolinie ryftu, na uskoku transformacyjnym i na ich skrzyżowaniu. Aktywna sejsmicznie i wulkanicznie część osiowa doliny ryftowej na badanym odcinku okazała się zbudowana symetrycznie (patrz ryc. 10.1, II). Po obu stronach niedawno wytrysniętej lawy poduszkowej, tworzącej kopce rozciągnięte wzdłuż szczelin podłużnych, na dystansie 1,5 km w jedną i drugą stronę prześledzono produkty wcześniejszych erupcji szczelinowych, co determinowano grubością skorup wietrzenia na lawie poduszki.

Następnie na południe, w rejonie uskoku Kane’a, podobnymi badaniami w ramach programu MARK objęto kilka odcinków grzbietu środkowoatlantyckiego oddzielonych uskokami o łącznej długości około 80 km (por. ryc. 10.1, I, IV, V, VII). Odkryto, że nawet takie ułamkowe segmenty wykazują wyraźne różnice strukturalne między sobą i że podczas rozprzestrzeniania aktywne rozprzestrzenianie się przemieszcza się z jednego segmentu do drugiego. Zatem ekspansja grzbietu stanowi skumulowany efekt wszystkich tych lokalnych epizodów. Profile pokazują, że nawet w okresach braku wykwitów szczelinowych rozszerzenie trwa, co wyraża się stopniowymi uskokami. Na niektórych odcinkach część ekspansji jest kompensowana przez wypiętrzenie bloków tektonicznych gabro i serpentynizowanych perydotytów, tj. skały III warstwy skorupy oceanicznej i płaszcza litosferycznego.

Jak wykazały dalsze badania głębinowe, obserwacje te nie są przypadkowe. Strefy o niskim tempie rozprzestrzeniania się, takie jak Środkowy Atlantyk, dzielą się na segmenty, w każdym z których samo rozprzestrzenianie się (magmowe, konstruktywne) przeplata się z fazami strukturalnego, deformacyjnego ryftu, podobnego do kontynentalnego, gdy następuje rozciąganie i przerzedzanie skorupy. W tych fazach powstają lub odnawiają się doliny ryftowe ograniczone uskokami, które podobnie jak na kontynentach w niektórych przypadkach są symetryczne, w innych wręcz przeciwnie, zgodne z modelem deformacji B. Wernickego opartym na dużym delikatnym uskoku. Według A. Carsona (1992) czas trwania takich naprzemiennych faz sięga dziesiątek, a pierwszych setek tysięcy lat. W takim przypadku sąsiednie odcinki grzbietu mogą znajdować się jednocześnie w różnych fazach.

Ponieważ każdy segment podlega uskokom ekstensyjnym, na całej ich długości obserwuje się centralne doliny ryftowe w strefach rozprzestrzeniania się o niskiej prędkości. W przypadku obszarów o dużych prędkościach, takich jak Wschodni Pacyfik, doliny ryftowe są nietypowe, a ich rozwój jest wyraźnie zdominowany przez rozprzestrzenianie się magmy. Jednocześnie zauważono w nich stabilność osi erupcji szczelinowych, w przeciwieństwie do stref typu atlantyckiego, gdzie boczne wędrówki i niewielkie „skoki” osi magmowej, podobne do obserwowanych w warunkach lądowych na Islandii, nie są rzadkością.

W najmłodszych basenach rozprzestrzeniających się, położonych w ścisłej ramie kontynentalnej, możliwa jest szybka sedymentacja, zapobiegająca wykwitom wolnych szczelin i tworzeniu się normalnej warstwy II. Przed dotarciem na powierzchnię wały kończą się w osadzie, tworząc progi, jak ma to miejsce w dorzeczu Guaymas w Zatoce Kalifornijskiej.

Strefy wulkaniczne grzbietów śródoceanicznych są powiązane z wychodniami wysokotemperaturowych płynów hydrotermalnych, których jest szczególnie dużo przy dużych prędkościach rozprzestrzeniania się. Związane z nimi są rudy siarczków miedzi i cynku, osady metalonośne żelazomanganu, a także przekształcenie bazaltów w kamieniu zielonym.

Tworzenie się skorupy oceanicznej w strefach rozprzestrzeniania się. Współczesne poglądy na temat mechanizmów powstawania skorupy oceanicznej opierają się na obserwacjach w aktywnych strefach rozprzestrzeniania się w porównaniu z danymi z wierceń głębinowych, a także szczegółowych badaniach ofiolitów - fragmentów starożytnej skorupy oceanicznej na kontynentach (patrz rozdział 12). Powstawanie warstwy II z bazaltową górną częścią i zespołem równoległych wałów dolerytowych poniżej zostało już omówione powyżej w wyniku sekwencyjnego klinowania hydraulicznego. Źródła klinów magmowych zasilających roztopiony bazalt zostały obecnie wyznaczone za pomocą wielokanałowego profilowania sejsmicznego, ale tylko w strefach rozprzestrzeniania się o średniej i dużej prędkości. Rozciągające się wzdłużnie ogniska te mają niewielki przekrój poprzeczny, szerokość około 1 km i wysokość zaledwie kilkuset metrów, znajdują się na głębokości 1-2 km od powierzchni. W szczególności w pasie wschodniego Pacyfiku na 9°30"N, według R. Detricka i in. (1937), górną granicę komory magmowej wyznaczono na głębokości mniejszej niż 1 km, a nowo powstały oceaniczny skorupa nad nią była reprezentowana jedynie przez warstwę II.

W taki dach miejscami wkraczają kolczaste bryły z masywnego gabrodiabazu i mikrogabro, które przebijają się przez zespół równoległych wałów i z kolei mogą być przecinane przez późniejsze zespoły wałów.

W miarę oddalania się nowo utworzonej skorupy od osi rozprzestrzeniania się, odpowiednia część zbiornika magmy wraz z nią oddala się od układu zasilania. Nie jest już uzupełniany przez bazaltowe stopienia astenosfery, traci połączenie z głównym źródłem ciepła i ochładza się w warunkach sprzyjających różnicowaniu krystalizacji (patrz ryc. 2.3 poniżej). W ten sposób pod warstwą II tworzy się III warstwa skorupy oceanicznej – warstwowy kompleks gabroidów, który zawiera gradacje od odmian melankokratycznych w górnej części do kumulujących się dunitów w dolnej części przekroju. Czasami wyciskane są niewielkie ilości pozostałości roztopionego materiału, tworząc niewielkie wtargnięcia plagiogranitów, komagmatycznych z resztą szeregu skał.

Później, podczas ruchu już dwuwarstwowej skorupy oceanicznej