Рифтовi системи Землi
Дипломная работа - Геодезия и Геология
Другие дипломы по предмету Геодезия и Геология
?. Дайковий комплекс нижнього шару океанiчноСЧ земноСЧ кори збагачений важкими мiнералами, продовжуСФться в лiтосферi аж до астеносфери. Як уже вiдзначалося, сумарна швидкiсть розсування лiтосферних плит по обидва боки вiд осей серединно-океанiчних хребтiв складаСФ вiд 2-6 до 14-16 см/рiк [15]
На початку геологiчноСЧ iсторiСЧ вулканiзм на Землi був, повсюдним. У результатi його проявiв уся Земна куля покрилася базальтовою корою. Базальтова поверхня Землi була подiбна до сучасноСЧ поверхнi Мiсяця або Марса, на яких материкова кора не утворювалася через недостатню кiлькiсть вiльноСЧ води.
По мiрi поглиблення процесу диференцiацiСЧ речовини мантiСЧ та, ймовiрно, дальшого охолодження планети глобальний площинний вулканiзм слабшав, поступово змiнювався на центральнi i трiщаннi виверження. Активна вулканiчна дiяльнiсть зосереджувалась у мiiях слабини та деформацiй земноСЧ кори, зумовлених тектонiчними рухами. Тектоно-вулканiчнi утворення такi, як пiдняття, розломи, трiщини та повязанi з ними вулкани, стали найважливiшими структурними формами океанiчноСЧ земноСЧ кори. Свiй визначальний стан цi структури зберiгають i в сучасних умовах дна океану.
Головну особливiсть базальтового шару земноСЧ кори становить висока питома вага та велика щiльнiсть гiрських порiд, з яких вiн складаСФться. Рiзноманiтнiсть порiд базальтовоСЧ кори незначна, складаються вони зi сполук небагатьох хiмiчних елементiв i важких мiнералiв. Переважають основнi сполуки магнiю, кальцiю, калiю (табл. 1)[8].
Таблиця 1. Склад порiд океанiчноСЧ земноСЧ кори, %
Сполуки-окисиКремнiю Si0243,6050,0040,4947.9651,08Титану Тi020,721,290,022,021,03Алюмiнiю А12О34,7216,480,8615,3917,28Залiза Fе2034,624,222,845,754,27Залiза FеО8,016,805,545,857,42Марганцю МnО0,140,230,160,187,53Магнiю МgО24,806,3046,326,314,52Кальцiю СаО12,209,750,708,7710,55Натрiю Na2O0,732,70,1013,322.08Калiю К2О0,381,240,041,640,68Вода Н2O0,601,172,880,64Фосфору Р2О50,210,360,050,45
Ультраосновнi породи характеризуються, зокрема, високим вмiстом сполук кремнiю (силiцiю) та магнiю. За цiСФю ознакою базальтову земну кору, в складi якоСЧ переважають основнi та ультраосновнi породи, ще зватимуться вiд початкових лiтер назв силiцiю й магнiю. Вiдповiдно, материкову кору, в складi порiд якоСЧ переважають сполуки силiцiю та алюмiнiю, називають сiаль.
Родоначальною масою сима СФ речовина мантiСЧ. Тепер доведено, що ця речовина первiсна гiрська порода протолiт, або пракамiнь за складом подiбна до речовини Мiсяця та камяних метеоритiв. Це свiдчить про матерiальну СФднiсть Космосу. У процесi розiгрiвання, плавлення, вулканогенноСЧ диференцiацiСЧ, подрiбнення та виверження на поверхню Землi з п рака меню мантiСЧ утворюються рiзнi ультраосновнi та основнi породи. Всi породи сима мають спорiднений склад. Кiлькiсне спiввiдношення складових сполук у них дещо мiняСФться в залежностi вiд конкретних умов тиску, температури тощо. Пiд час виверження окремих типiв основних та ультраосновних порiд.
На наведених даних про покривне залягання рiзних за вiком поверхневих мас базальту ТСрунтуСФться геофiзична гiпотеза розростання дна океану. Найважливiшi положення СЧСЧ такi. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися в серединi мезозойськоСЧ ери i тривають у сучасних геологiчних умовах. Основу цього процесу становлять уявнi конвекцiйнi тепловi, горизонтально спрямованi течiСЧ, якi перемiщають великi плити земноСЧ кори. У надрах Землi вiдбуваСФться складна диференцiацiя магми, вилучення газiв, води, формування вулканiчних вогнищ та перенiс тепла, що спрямованi вертикально до земноСЧ поверхнi. Конвекцiйний перенiс тепла, зумовлений нерiвномiрним нагрiванням, призводить до теплових розрядiв у виглядi вулканiчних вивержень. Розiгрiтi маси (дайки) базальтовоСЧ речовини в осьовiй частинi Серединного хребта втискуються в породи покрiвлi, на зразок клину розривають та розсувають СЧх. На мiii розривiв утворюються рубцi з новоСЧ базальтовоСЧ кори. У процесi розростання в такий спосiб найдавнiшi, мезозойськi дiлянки базальтового ложа нiби були поступово вiдсунутi аж до пiднiжжя материкового схилу.
Всi континентальнi рифтовi зони, що активно розвиваються чи тi, що недавно призупинили свiй розвиток були закладенi не ранiше 40-50 млн. рокiв тому (тобто в серединi палеогенового перiоду), а деякi з них навiть в останнi 5-10 млн. рокiв, тобто в другiй половинi неогенового перiоду, коли вiдбулася рiзка глобальна активiзацiя рифтогенезу i спредингу. Як видно на мал. 2, сучаснi i новiтнi рифтовi зони i СЧх системи вiдомi на всiх континентах, крiм АвстралiСЧ. Вони виникли в двох рiзних тектонiчних обстановках: 1) у вiдносно стабiльних областях на так званих древнiх i рiдше молодих платформах (Африкано-Аравiйська, Рейнська, Байкальська, Схiдно-Китайська, Пiвнiчно-Канадська, Антарктична) i 2) у межах областей молодих (мезозойсько-кайнозойських) рухливих складчастих (орогенiчних) поясiв Середземноморсько-Гiмалайського i поясу, що оточуСФ западину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальний стиск земноСЧ кори перемiнився наприкiнцi кайнозою перевагою СЧСЧ горизонтального розтягання (КордiльСФрська, Андська, Схiдноазiатська й iншi рифтовi системи). Накладенi на платформи й орогенiчнi пояси рифтовi системи (вiдповiдно епiплатформеннi i епiорогеннi) поряд iз загальними рисами будови i розвитку мають iстотнi вiдмiнностi [18].
Геофiзичнi дослiдження показали, що континентальна кора, товщина якоСЧ в середньому складаСФ 30-50 км, пiддаСФться в рифтових зонах розтяганню i загальному вiдносному потоншенню: в епiплатформенних рифтових зонах вона звичайно н