Рифтовi системи Землi
Дипломная работа - Геодезия и Геология
Другие дипломы по предмету Геодезия и Геология
у, що вiдбивають змiни форми його дна i земноСЧ поверхнi в цiлому [16, 17]. Виявилося, що фазам частiшання геомагнiтних iнверсiй, тривалiсть яких не перевищуСФ 1-2 млн. рокiв, вiдповiдають у часi фази уповiльнення спрединга, припинення рифтогенеза, ослаблення базальтових виливiв, посилення деформацiй стиску i короткочасних фаз досить рiзкого (до 50-100 м) падiння рiвня Свiтового океану. Навпаки, фазам, що вiдрiзняються бiльш рiдкими геомагнiтними iнверсiями чи СЧхньою повною вiдсутнiстю (тривалiстю вiд 1-2 до 10- 20 млн. рокiв), вiдповiдають глобальнi фази прискорення спрединга, активiзацiСЧ континентального рифтогенеза, базальтового вулканiзму, ослаблення деформацiй стиску i пiдйому рiвня Свiтового океану. Таким чином, можна припускати, що iнтенсивнiсть спрединга i континентального рифтоутворення в часi в кiнцевому рахунку контролюСФться ходом процесiв, що протiкають у самих глибинних частинах Землi.
Безперечнi свiдчення спрединга океанiчноСЧ кори в масштабi, подiбному тому, у якому вiн виявлявся в останнi 150 млн. рокiв, у бiльш древнi епохи iсторiСЧ Землi вiдсутнi, бiльш того, поки достовiрно невiдомi навiть порiвняно невеликi дiлянки бiльше древньоСЧ, тектонiчно не деформованоСЧ океанiчноСЧ кори. Однак це не означаСФ, що спрединг у бiльш раннi епохи не мав мiiя. Навпроти, у внутрiшнiх зонах рухливих (геосинклiнальних) поясiв Землi, принаймнi протягом останнього мiльярда рокiв, неодноразово вiдбувалися процеси розсування континентальноСЧ кори i утворення глибоководних басейнiв з корою океанiчного чи близького до нього типу, однак час СЧхнього iснування, як правило, не перевищував десятки чнi блоки знову починали зближатися i зрештою майже чи стулялися навiть насувалися один на одного, а комплекс, що заповнював зону розсування, ультраосновних, основних, а вгорi також глибоководних осадових порiд кори океанiчного типу (офiолiтова асоцiацiя) пiддавався сильному горизонтальному стиску, тектонiчному розлiнзуванню, перетиранню i часто також насувався на один з СЧСЧ бортiв. Питання про первiсну ширину подiбних офiолiтових зон у момент СЧхнього максимального розкриття викликаСФ гострi дискусiСЧ. Частина дослiдникiв припускають, що СЧхня ширина не перевищувала десяткiв чи кiлькох сотень кiлометрiв (подiбно сучасним зародковим зонам спрединга в осьовiй частинi Червоного моря i глибоководних западин деяких окраСЧнних морiв), iншi ж допускають, що вона могла досягати декiлькох тисяч кiлометрiв i не уступала ширинi спредингових поясiв РЖндiйського й Атлантичного океанiв, i вважають, що подiбнi СЧм басейни з корою океанiчного типу могли iснувати принаймнi вже не менш 1 млрд рокiв тому. Однак таке припущення викликаСФ великi сумнiви, оскiльки на вiдмiну вiд недовговiчних зон з корою океанiчного типу, що виникали, а потiм закривалися в геосинклiнальних поясах, западини сучасних Атлантичного й РЖндiйського океанiв iснують уже бiльш 150 млн. рокiв, а спрединг у них не тiльки не припинився i тим бiльше не перемiнився зближенням СЧхнiх бортiв, але навiть пiдсилився в останнi 10 млн. рокiв. Крiм того, породи офiолiтових зон i кори сучасних океанiв трохи розрiзняються петрохiмiчно.
Бiльш iмовiрно, що величезнi спрединговi пояси сучасних океанiв, хоча i являють собою тектонiчнi структури, родиннi спрединговим зонам геосинклiнальних поясiв i континентальним рифтовим зонам i рифтовим системам, разом з тим вiдрiзняються вiд них за своСЧми розмiрами, масштабом розширення i розсуванням кори на раннiх стадiях розвитку, геологiчному часу появи i тривалостi розвитку структур кожного з цих типiв: проторифтовi зони континентiв, що випробували наступний стиск, виникли уже 2,5-2 млрд. рокiв тому, першi континентальнi рифтовi зони, якi не пiддалися значному пiзнiшому стиску (авлакогени), близько 1,5-2 млрд. рокiв тому, першi офiолiтовi спрединговi зони в геосинклiнальних поясах з помiрним масштабом розсування континентальних блокiв i СЧхньою наступною колiзiСФю близько 1 млрд. рокiв тому i, нарештi, величезнi по довжинi i масштабу триваючого i сьогоднi розсування кори спрединговi пояса в бiльшостi сучасних океанiв - близько 150 млн. рокiв тому , а в областi Тихого океану, трохи ранiше. Це не виключаСФ того, що спрединг, що протiкаСФ в сучасних океанах, у майбутньому припиниться i навiть може перемiнитися зближенням СЧхнiх континентальних блокiв.
У формуваннi океанiчноСЧ кори визначальну роль вiдiгравав вулканiзм. Кора сучасних океанiв молода i була утворена протягом мезозой-кайнозойського часу. В основi процесу формування океанiчноСЧ кори лежать два взаСФмоповязаних механiзми: надходження розплавiв толеiтових базальтiв з астеносфери на поверхню Землi в рифтових зонах серединно-океанiчних хребтiв i спрединг, який обумовлюСФ це надходження. Причина обох процесiв конвективнi потоки в мантiСЧ.
Наявнi геологiчнi i геофiзичнi данi привели до побудови тришаровоСЧ моделi океанiчноСЧ кори: вiдклади (вiд 0 до 1 км); толеiтовi базальти (до 3-4 км); шар зi швидкостями подовжнiх сейсмiчних хвиль 6,4-7 до м/с. Можна припускати, що цей шар формуСФться лайковим комплексом i представлений гарбовими породами, що утворилися шляхом розкристалiзацiСЧ розплавiв толеiтових базальтiв. Нижньою границею цього шару служить границя Мохоровичича, на якiй швидкостi подовжнiх сейсмiчних хвиль скачко подiбно збiльшуються до значень 7,9-8,2 км/с.
ПiдстилаСФ океанiчну земну кору надастеносферний шар верхньоСЧ мантiСЧ, що разом з земною корою формуСФ лiтосфернi плит