Рифтовi системи Землi
Дипломная работа - Геодезия и Геология
Другие дипломы по предмету Геодезия и Геология
?в ускладненi поздовжнiми грядами, складеними базальтовими лавами, i мiжгрядовими зниженнями, що утворилися на бiльш раннiх стадiях тривалого процесу розсування i новоутворення океанiчного дна. По мiрi вiддалення вiд гребеневоСЧ зони первинна вулканiчна поверхня флангових зон поступово ховаСФться пiд океанiчними вiдкладами, товщина яких стаСФ усе бiльш могутньою, починаСФться з усе бiльш древнiх шарiв i вiдповiдно пiдстилаСФться бiльш древнiми базальтовими покривами. Зниження поверхнi внутрiокеанiчних хребтiв до СЧхньоСЧ периферiСЧ пояснюСФться поступовим охолодженням i вiдповiдно збiльшенням щiльностi i зменшенням обсягу рiзновiкових магматичних комплексiв, що формувалися на рiзних стадiях процесу спрединга по мiрi СЧхнього вiддалення вiд активноСЧ гребеневоСЧ зони.
Характерною рисою структури спредингових океанiчних хребтiв, що вiдрiзняСФ СЧх вiд рифтових зон континентiв, СФ наявнiсть гребеневих i флангових зон. Морфологiчно вони можуть бути вираженi у виглядi вузьких жолобiв, чи уступiв вузьких гребенiв, а в планi спостерiгаСФться стрибкоподiбний зсув по цих розломах осьовоСЧ зони й одновiкових елементiв флангових зон у сумiжних сегментах спредингових хребтiв, що створюСФ iлюзiю СЧхнього наступного вiдносного перемiщення по зрушенню (мал. 2). У дiйсностi, трансформнi розломи являють собою вiдносно древнi тектонiчнi структури, що роздiляли сегменти цих хребтiв, а осi спредингу в останнiх не продовжувалися безупинно в сусiднi сегменти, але з моменту закладення знаходилися в них на вiдстанi вiд декiлькох до кiлькох сотень кiлометрiв один вiд одного.
Результати глибоководного буравлення i геофiзичних дослiджень показують, що на деяких дiлянках внутрiокеанiчних рифтовых хребтiв процес спрединга почався ще в пiзньоюрську епоху (близько 160-140 млн. рокiв тому ), але по бiльшiй частинi в ранньокрейдову (мiж 140-100 млн. рокiв тому ) чи пiзньокрейдову епоху (100-65 млн. рокiв тому ) i продовжувався протягом усього кайнозою. На вiдмiну вiд континентального рифтогенезу, що проявився окремими переривчастими iмпульсами, спрединг вiдбувався майже безупинно, але в часi швидкiсть його неодноразово змiнювалася. Найбiльш висока середня швидкiсть спрединга була в пiзньокрейдову епоху, а в кайнозоСЧ вона в цiлому, хоча i з коливаннями поступово знижувалася, але в останнi 10 млн. рокiв знову помiтно зросла. Згодом положення осей зон спрединга, якi активно розвивалися, також трохи змiнювалося, деякi з них вiдмирали (наприклад, зони спрединга Лабрадорського i Тасманового морiв), iншi, навпаки, поступово подовжувалися, як би проростали по простяганню, третi стрибкоподiбно змiщувалися убiк паралельно своСФму первiсному положенню, четвертi змiнювали своСФ орiСФнтування. Особливо рiзкi перебудови тектонiчного плану активних зон спрединга спостерiгалися в РЖндоокеанськiй областi.
Процес спрединга може починатися в регiонах, що спочатку мали як континентальну, так i океанiчну кору. Так, у другiй половинi мезозою iснуючий тодi СФдиний гiгантський суперконтинент Пангея розколовся на кiлька великих уламкiв нинiшнiх континентiв, мiж якими в результатi тривалого спредингу утворилися западини сучасних РЖндiйського, Атлантичного i Пiвнiчного Льодовитого океанiв. При цьому спредингу безпосередньо передувало i частково супроводжувало його початковоСЧ стадiСЧ широкий розвиток континентальних рифтових зон i рифтових систем (головним чином юрських i ранньокрейдових), фрагменти яких збереглися в межах пiвнiчно-захiдноСЧ окраСЧни РДвропи, Африки, ПiвденноСЧ Америки, РЖндостану, АвстралiСЧ й Антарктиди. У цих регiонах у ходi свого розвитку деякi внутрiконтинентальнi рифтовi зони перетворилися в мiжконтинентальнi ембрiональнi спрединговi зони, а останнi надалi у спрединговi пояси океанiв.
Однак у межах Тихого океану, ложе якого, на думку бiльшостi дослiдникiв, як величезний регiон з корою океанiчного типу iснуСФ принаймнi з палеозою, тобто бiльш 0,5 млрд. рокiв, а може бути, i 1 млрд. рокiв, а сучаснi спрединговi пояса якi стали формуватися лише в другiй половинi чи наприкiнцi мезозою, тобто не ранiш 170-150 млн. рокiв тому, процесу рифтогенеза, що переросли у великомасштабний спрединг, очевидно, пiддалася бiльш древня кора океанiчного типу. Спрединговi пояса, безсумнiвно, мають дуже глибокi коренi, що iдуть у глиб усiСФСЧ верхньоСЧ мантiСЧ (до глибин 600-700 км), а частково й у нижню мантiю, а СЧхнiй розвиток, iмовiрно, контролювалося процесами, що вiдбуваються у верхньому, рiдкому ядрi i на границi ядра i мантiСЧ Землi (2900 км). Результати новiтнiх сейсмотомографiчних дослiджень, що дозволяють просвiчувати надра Землi аж до поверхнi ядра, показали, що пiд усiма спрединговими поясами верхня мантiя, а пiд деякими з них також нижня мантiя чи СЧСЧ верхня частина характеризуються аномально зниженими (для вiдповiдних глибин) швидкостями проходження сейсмiчних хвиль, що вказують на знижену щiльнiсть i пiдвищенi температури. Це дозволяСФ припускати пiд цими поясами висхiднi потоки тепла i глибинного матерiалу.
Недавно було встановлено, що частота iнверсiй полярностi геомагнiтного поля, що генеруСФться в зовнiшньому, рiдкому ядрi Землi i на його границi з мантiСФю й в основному залежить вiд процесiв, що вiдбуваються в них, [11], у часi iстотно варiювала [16], i цi змiни, принаймнi протягом останнiх 180 млн. рокiв, добре корелюються з глобальними змiнами iнтенсивностi спрединга, континентального рифтогенеза, базальтового вулканiзму i деформацiй стиску в земнiй корi, а також з евстатичними коливаннями рiвня Свiтового океан