Більш імовірно, що величезні спредингові пояси сучасних океанів, хоча і являють собою тектонічні структури, родинні спрединговим зонам геосинклінальних поясів і континентальним рифтовим зонам і рифтовим системам, разом з тим відрізняються від них за своїми розмірами, масштабом розширення і розсуванням кори на ранніх стадіях розвитку, геологічному часу появи і тривалості розвитку структур кожного з цих типів: проторифтові зони континентів, що випробували наступний стиск, виникли уже 2,5-2 млрд. років тому, перші континентальні рифтові зони, які не піддалися значному пізнішому стиску (авлакогени), близько 1,5-2 млрд. років тому, перші офіолітові спредингові зони в геосинклінальних поясах з помірним масштабом розсування континентальних блоків і їхньою наступною колізією ‑ близько 1 млрд. років тому і, нарешті, величезні по довжині і масштабу триваючого і сьогодні розсування кори спредингові пояса в більшості сучасних океанів - близько 150 млн. років тому , а в області Тихого океану, трохи раніше. Це не виключає того, що спрединг, що протікає в сучасних океанах, у майбутньому припиниться і навіть може перемінитися зближенням їхніх континентальних блоків.
У формуванні океанічної кори визначальну роль відігравав вулканізм. Кора сучасних океанів молода і була утворена протягом мезозой-кайнозойського часу. В основі процесу формування океанічної кори лежать два взаємопов’язаних механізми: надходження розплавів толеітових базальтів з астеносфери на поверхню Землі в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів і спрединг, який обумовлює це надходження. Причина обох процесів ‑ конвективні потоки в мантії.
Наявні геологічні і геофізичні дані привели до побудови тришарової моделі океанічної кори: відклади (від 0 до 1 км); толеітові базальти (до 3-4 км); шар зі швидкостями подовжніх сейсмічних хвиль 6,4-7 до м/с. Можна припускати, що цей шар формується лайковим комплексом і представлений гарбовими породами, що утворилися шляхом розкристалізації розплавів толеітових базальтів. Нижньою границею цього шару служить границя Мохоровичича, на якій швидкості подовжніх сейсмічних хвиль скачко подібно збільшуються до значень 7,9-8,2 км/с.
Підстилає океанічну земну кору надастеносферний шар верхньої мантії, що разом з земною корою формує літосферні плити. Дайковий комплекс нижнього шару океанічної земної кори збагачений важкими мінералами, продовжується в літосфері аж до астеносфери. Як уже відзначалося, сумарна швидкість розсування літосферних плит по обидва боки від осей серединно-океанічних хребтів складає від 2-6 до 14-16 см/рік [15]
На початку геологічної історії вулканізм на Землі був, повсюдним. У результаті його проявів уся Земна куля покрилася базальтовою корою. Базальтова поверхня Землі була подібна до сучасної поверхні Місяця або Марса, на яких материкова кора не утворювалася через недостатню кількість вільної води.
По мірі поглиблення процесу диференціації речовини мантії та, ймовірно, дальшого охолодження планети глобальний площинний вулканізм слабшав, поступово змінювався на центральні і тріщанні виверження. Активна вулканічна діяльність зосереджувалась у місцях слабини та деформацій земної кори, зумовлених тектонічними рухами. Тектоно-вулканічні утворення такі, як підняття, розломи, тріщини та пов'язані з ними вулкани, стали найважливішими структурними формами океанічної земної кори. Свій визначальний стан ці структури зберігають і в сучасних умовах дна океану.
Головну особливість базальтового шару земної кори становить висока питома вага та велика щільність гірських порід, з яких він складається. Різноманітність порід базальтової кори незначна, складаються вони зі сполук небагатьох хімічних елементів і важких мінералів. Переважають основні сполуки магнію, кальцію, калію (табл. 1)[8].
Таблиця 1. Склад порід океанічної земної кори, %
| Сполуки-окиси |
|||||
| Кремнію Sі02 |
43,60 |
50,00 |
40,49 |
47.96 |
51,08 |
| Титану Ті02 |
0,72 |
1,29 |
0,02 |
2,02 |
1,03 |
| Алюмінію А12 О3 |
4,72 |
16,48 |
0,86 |
15,39 |
17,28 |
| Заліза Fе2 03 |
4,62 |
4,22 |
2,84 |
5,75 |
4,27 |
| Заліза FеО |
8,01 |
6,80 |
5,54 |
5,85 |
7,42 |
| Марганцю МnО |
0,14 |
0,23 |
0,16 |
0,18 |
7,53 |
| Магнію МgО |
24,80 |
6,30 |
46,32 |
6,31 |
4,52 |
| Кальцію СаО |
12,20 |
9,75 |
0,70 |
8,77 |
10,55 |
| Натрію Na2 O |
0,73 |
2,7 |
0,101 |
3,32 |
2.08 |
| Калію К2 О |
0,38 |
1,24 |
0,04 |
1,64 |
0,68 |
| Вода Н2 O |
0,60 |
1,17 |
2,88 |
‑ |
0,64 |
| Фосфору Р2 О5 |
0,21 |
0,36 |
0,05 |
0,45 |
‑ |
Ультраосновні породи характеризуються, зокрема, високим вмістом сполук кремнію (силіцію) та магнію. За цією ознакою базальтову земну кору, в складі якої переважають основні та ультраосновні породи, ще зватимуться ‑ від початкових літер назв силіцію й магнію. Відповідно, материкову кору, в складі порід якої переважають сполуки силіцію та алюмінію, називають сіаль.
Родоначальною масою сима є речовина мантії. Тепер доведено, що ця речовина — первісна гірська порода протоліт, або пракамінь — за складом подібна до речовини Місяця та кам'яних метеоритів. Це свідчить про матеріальну єдність Космосу. У процесі розігрівання, плавлення, вулканогенної диференціації, подрібнення та виверження на поверхню Землі з п рака меню мантії утворюються різні ультраосновні та основні породи. Всі породи сима мають споріднений склад. Кількісне співвідношення складових сполук у них дещо міняється в залежності від конкретних умов тиску, температури тощо. Під час виверження окремих типів основних та ультраосновних порід.
На наведених даних про покривне залягання різних за віком поверхневих мас базальту ґрунтується геофізична гіпотеза розростання дна океану. Найважливіші положення її такі. Будова сучасного ложа та утворення водних мас океану почалися в середині мезозойської ери і тривають у сучасних геологічних умовах. Основу цього процесу становлять уявні конвекційні теплові, горизонтально спрямовані течії, які переміщають великі плити земної кори. У надрах Землі відбувається складна диференціація магми, вилучення газів, води, формування вулканічних вогнищ та переніс тепла, що спрямовані вертикально до земної поверхні. Конвекційний переніс тепла, зумовлений нерівномірним нагріванням, призводить до теплових розрядів у вигляді вулканічних вивержень. Розігріті маси (дайки) базальтової речовини в осьовій частині Серединного хребта втискуються в породи покрівлі, на зразок клину розривають та розсувають їх. На місці розривів утворюються рубці з нової базальтової кори. У процесі розростання в такий спосіб найдавніші, мезозойські ділянки базальтового ложа ніби були поступово відсунуті аж до підніжжя материкового схилу.
Всі континентальні рифтові зони, що активно розвиваються чи ті, що недавно призупинили свій розвиток були закладені не раніше 40-50 млн. років тому (тобто в середині палеогенового періоду), а деякі з них ‑ навіть в останні 5-10 млн. років, тобто в другій половині неогенового періоду, коли відбулася різка глобальна активізація рифтогенезу і спредингу. Як видно на мал. 2, сучасні і новітні рифтові зони і їх системи відомі на всіх континентах, крім Австралії. Вони виникли в двох різних тектонічних обстановках: 1) у відносно стабільних областях на так званих древніх і рідше молодих платформах (Африкано-Аравійська, Рейнська, Байкальська, Східно-Китайська, Північно-Канадська, Антарктична) і 2) у межах областей молодих (мезозойсько-кайнозойських) рухливих складчастих (орогенічних) поясів ‑ Середземноморсько-Гімалайського і поясу, що оточує западину Тихого океану (Циркум-Тихоокеанського), де сильний горизонтальний стиск земної кори перемінився наприкінці кайнозою перевагою її горизонтального розтягання (Кордільєрська, Андська, Східноазіатська й інші рифтові системи). Накладені на платформи й орогенічні пояси рифтові системи (відповідно епіплатформенні і епіорогенні) поряд із загальними рисами будови і розвитку мають істотні відмінності [18].
Геофізичні дослідження показали, що континентальна кора, товщина якої в середньому складає 30-50 км, піддається в рифтових зонах розтяганню і загальному відносному потоншенню: в епіплатформенних рифтових зонах вона звичайно не перевищує 10-20%, але в деяких епіорогенних рифтових зонах досягає 30-50%. Процес горизонтального розтягання по-різному виявляється в різних частинах континентальної кори в зв'язку з розходженнями їх реологічних властивостей. У нижньої, більш нагрітої і пластичної частини кори він приводить до її пластичного розтягання і загального потоншення з утворенням шийки, а в більш холодній і тендітній верхній частині – до розвитку системи тріщин і розривів, що розсікають її на кілька блоків, взаємні переміщення яких в обстановці загального горизонтального розтягання, поперечного чи діагонального стосовно осі рифтової зони у підсумку також призводять до потоншення верхньої частини кори й утворення чітко виражених у рельєфі поверхні більш-менш глибоких лінійно-витягнутих западин (мал. 6). Границя нижньої (пластичної) і верхньої (більш тендітної) частин кори може проходити на різній глибині в залежності від інтенсивності теплового потоку з мантії Землі під різними рифтовими зонами, але в цілому остання перевищує таку під сусідніми з ними ділянками континентів від декількох десятків відсотків до двох разів і більше.
Спочатку передбачалося, що найбільш розповсюдженими типами структурних форм рифтових зон є грабени, тобто відносно опущені, подовжені, більш-менш симетричні в поперечному розрізі блоки, відділені від сусідніх, грабенів розривами ‑ нормальними скидами, або східчасті грабени, обмежені з кожної сторони "східцями" з декількох скидів, або, нарешті, комбінації з декількох взаємопаралельних грабенів, розділених горстами, тобто відносно (чи абсолютно) піднятими блоками, обмеженими нормальними скидами ‑ так званої клавіатури блоків.
У дійсності виявилося, що для континентальних рифтових зон найбільш характерні асиметричні і східчасті грабени чи напівграбени, похилі днища яких лише з однієї сторони обмежені крутим скидом чи східчастими скидами, а також системи з декількох чи навіть багатьох односторонньо нахилених блоків ‑ напіврабенів чи напівгорстів. При цьому комбінації структурних форм типів, позв'язані взаємопереходами, найбільш характерні для деяких епіорогенних рифтових зон, що розвиваються в умовах більшого масштабу горизонтального розтягання і загального потоншення кори, більшого теплового потоку і меншої потужності її верхньої, тендітної частини. Геофізичні дослідження показали, що нижньою границею системи блоків і поділяючих їхніх розривів, які розвиваються в умовах горизонтального розтягання рифтових зон чи рифтових систем, часто служать відносно положисті, навіть субгоризонтальні поверхні тектонічних зривів ‑ детачментів, на більшій частині площі рифтові зони відділяють верхню (тендітну) від нижньої (пластичної) частини кори, але в крайовій частині рифтові зони набувають характер скидів, що стають усе більш крутими в міру наближення до земної поверхні. Таку ж ковшеподібну в поперечному розрізі, виположену з глибиною форму мають і багато інших розломів у рифтових зонах ‑ скиди, що зливаються внизу з поверхнею головного зриву (детачмента) чи загасаючі донизу усередині верхньої, тендітної частини кори.
Довжина кайнозойських континентальних рифтів звичайно виміряється кількома сотнями кілометрів, їхніх гірлянд (рифтові зони) ‑ багатьма чи сотнями, чи навіть 1-2 тис. км, а довжина рифтових систем (чи рифтових поясів) може досягати декількох тисяч кілометрів (наприклад, Африкано-Аравійської рифтової системи до 6-7 тис. км). Ширина рифтів коливається від 10-20 до 80 км (звичайно 30-50 км), ширина рифтових зон (з огляду на нерідке кулісне розташування в них окремих рифтових западин) може досягати 100-150 км, а рифтових систем , що складаються з декількох субпараллельных рифтових зон, ‑500-1000 км.
Амплітуди вертикальних зсувів блоків кори по найбільших похилих скидах чи декількох зближених східчастих скидах на бортах окремих грабенів, а також горстів усередині деяких рифтових зон, наприклад горсту Рувензорі в Танганьїкській рифтовій зоні у Східній Африці, вираженого в рельєфі у вигляді вузького хребта абсолютною висотою до 5 км, можуть вимірюватися декількома кілометрами (іноді до 5-10 км). Однак відносна глибина рифтових западин у рельєфі звичайно буває значно меншою (не більш 2-3 км), тому що в процесі просідання вони частково заповнюються товщами відкладів (а нерідко і вулканічними продуктами), потужність яких може досягати декількох кілометрів (у Байкальському рифті більш 5 км).
Амплітуда горизонтального розтягання кори в окремих рифтових западинах і рифтових зонах варіює від 5-10 до 30-40 км, а сумарна амплітуда розтягання в деяких рифтових системах може досягати 100 і навіть кілька сотень кілометрів (у Кордільєрській рифтовій системі). Поздовжні розломи рифтових зон можуть мати не тільки істотно вертикальну (скидову), але і горизонтальну зсувну компоненту, а в деяких з них, наприклад у Левантинській рифтовій зоні на північному закінченні Африкано-Аравійської рифтової системи, вона навіть різко переважає над скидовою і досягає 100 км.
У плані рифтові западини і рифтові зони часто мають колінчату форму, що згинається, (із взаємним паралелізмом крайових розломів), в основному обумовлену пристосуванням їхньої конфігурації до структурних особливостей древнього субстрату. У безпосередній близькості до рифтовых западин їхнього борта ("плечі") нерідко бувають трохи піднятими (у вигляді напівгорстів чи напівзводів) порівняно висотним рівнем, які обрамляють рифти територій, що створює враження (не завжди правильне) про виникнення рифта в приосьовій частині зводу.
Розвиток рифтів, рифтових зон і рифтових систем з моменту їхнього закладення протікає нерівномірно, активізуючись під час коротких фаз, розділених фазами ослаблення чи припинення рифтогенезу. Звичайно воно супроводжується вулканічними виверженнями, у епіплатформенних рифтових зонах і рифтових системах ‑ з перевагою продуктів луго-основного і ультраосновного складу, а в епіорогенних ‑ з контрастним сполученням кислих і основних продуктів. Вулканізм може виявлятися далеко не на всій площі рифтової зони, на різних стадіях рифтогенезу, а масштаб супутніх рифтогенезу магматичних проявів у різних рифтових зонах коливається в дуже широких межах: сумарний обсяг його продуктів може складати від 1 тис. км3 і менше в одних рифтових зонах до десятків і навіть кількох сотень тисяч кубічних кілометрів в інших (наприклад, в Ефіопській і Кенійській рифтовій зоні Східної Африки).
По відносній ролі вулканізму і сполученими з нею особливостями будові і розвитку континентальних рифтових зон серед них можна розрізняти два крайніх типи, пов'язаних поступовими переходами: зводо-вулканічний і невулканічний чи слабовулканічний.
1. Розвиток зводо-вулканичних рифтових зон (тектонотип ‑ Кенійська рифтова зона у Східній Африці) починається з утворення великого овального зводового підняття земної кори унаслідок виникнення під ним, у самій верхній частині мантії, під впливом підвищеного теплового потоку лінзи аномально розігрітого, розущільненого і частково розплавленого матеріалу - "рифтової подушки". У результаті поступового витріщування зводу в його корі в умовах розтягання виникають глибокі тріщини і майже вертикальні розломи, що проникають донизу аж до магматичних вогнищ у "рифтовій подушці" і служать каналами для розплавів, що піднімаються з них і частково сягають земної поверхні (мал. 7). Зводове підняття й особливо його приосьова зона стають ареною могутніх наземних вулканічних вивержень продуктів переважно луго-основного складу [23]. Часткове спорожнювання глибинного магматичного вогнища призводить до просідання і навіть обвалення блоків кори в приосьовій зоні зводового підняття й утворення рифтової западини, що звичайно має форму асиметричного східчастого грабена чи напівграбена (мал. ). Після цього вулканічна активність в основному зосереджується усередині рифта, подальше просідання і розширення якого відбуваються разом з новими імпульсами вивержень.
Тектонічно-магматичний процес формування зводо-вулканічної рифтової зони, пов'язаний з виникненням і розвитком локальної області розігріву і розщільнення у верхах мантії (гарячої плями) під впливом підйому з нижньої мантії чи навіть від поверхні зовнішнього, рідкого ядра Землі струменя аномально нагрітого глибинного матеріалу (мантійного плюмажу), нерідко умовно називають "активным рифтогенезом". Цей процес, якщо він не супроводжується деяким горизонтальним розширенням кори в межах великої області чи навіть усієї поверхні Землі, може викликати розтягання і рифтоутворення лише у відносно вузькій приосьовій зоні вулканоактивного зводового підняття.
2. Розвиток не пов'язаних зі зводами, невулканічних чи слабовулканічних рифтових зон (тектонотипи ‑ Байкальська і дуже схожа на неї Танганьїкська рифтова зона у Східній Африці) починається з виникнення вузьких і неглибоких подовжених прирозломних западин, що заповнюються тонкоуламковим, але в міру поглиблення і появи уздовж їхніх бортів крайових підняттів поступово грубіють матеріалом. Імпульси просідання і розширення рифтових западин супроводжуються переміщеннями по великомасштабних крайових внутрішніх похилих скидах і могутніх землетрусах із сейсмічними вогнищами у верхній тендітній частині кори, який указує на горизонтальне,
29-04-2015, 00:54