25208 (Рифтові системи Землі), страница 3

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, поперечне чи діагональне розтягання осі рифта.

Мал. Модель глибинної будови "зрілої" континентальної рифтової зони в поперечному розрізі.

Горизонтальні стрілки показують напрямок горизонтального розтягання кори і верхньої мантії; вертикальні - підйом верхньої мантії й аномально підвищений тепловий потік під рифтовою зоною

Вулканічні прояви або відсутні, або незначні, локальні і приурочені головним чином до перемичок між окремими рифтовими западинами чи до флангів рифтових зон. Утворення слабко ‑ чи невулканічних рифтових зон приблизно пов'язують із процесом горизонтального розтягання великої області континентальної кори, приблизно поперечного до простягання рифтової зони чи, можливо, деякого загального розширення поверхні Землі у відповідну епоху, що умовно називається "пассивным рифтогенезом". Прояви вулканізму (якщо вони мають місце) починаються не до закладення рифтових западин, а після їхнього виникнення і можуть бути пояснені утворенням "рифтової подушки" у верхах мантії і вогнищ плавлення в ній внаслідок адіабатичного підвищення температури при зниженні тиску в зоні розтягання під рифтовими зонами.

Цілком ймовірно, що найбільш сприятлива для виникнення і розвитку континентальних рифтових зон така геодинамічна ситуація, коли горизонтальному розтяганню, пов'язаному з обстановкою регіонального чи глобального розширення земної кори, піддається район "гарячої плями", у якій верхня частина мантії під впливом мантійного плюмажу виявиться аномально розігрітою і пластичною. У таких областях здійснюється як би синтез процесів, абстрагованих у моделях активного і пасивного рифтогенезу, і рифтоутворення протікає найбільше могутньо.

Про походження земної кори існує багато суперечних уявлень. Найпоширеніші гіпотези: виплавляння та подрібнення-материків; острівного тектоно-вулканічного походження та розростання материків.

Основи гіпотези виплавляння склалися в минулому столітті. Зміст її передає класичне порівняння земної кулі з горном, в якому з руди виплавляють залізо. В процесі розігрівання важкий розплавлений метал осідає, а легкий шлак піднімається, охолоджується у вигляді кірки. Утворення земної кори порівнюється з утворенням шлакової кірки. * Щ

Сучасні прихильники гіпотези виплавляння для її підтвердження використовують досягнення геохімії та геофізики. Виплавляння вважається одним із проявів загальної глибинної диференціації речовини мантії, що відбувається вибірково, залежно від термодинамічних умов Приймається, що на початку з речовини мантії, подібної за складом до гірської породи перидотиту, виплавилися маси базальту, які суцільним шаром вкрили планету. Потім, також шляхом виплавляння, утворився суцільний шар граніту. На Землі ніби існував єдиний материк. У ході геологічного розвитку він подрібнився. За одними уявленнями це сталося у результаті розломів материка на частки та розповзання або дрейфу розрізнених частин по підкоровій речовині. Таке припущення покладено в основу сучасної гіпотези мобілізму ‑ рухомості материків. Причиною дрейфу вважається обертовий рух Землі навколо осі та породжувані ним відцентрові сили. За іншим варіантом гіпотези мобілізму причиною дрейфу материків є течії підкорової речовини. Уламки материків плавають на ній, наче крига на воді.

За останні десять років розроблено ще один варіант гіпотези мобілізму ‑ нову глобальну тектоніку [5]. Причиною розповзання материків за цією гіпотезою є поширення Землі, зокрема, розростання океанічного дна. Материки ламаються та розсуваються напором земних мас з глибини. Поширення дна океану вважається також причиною підняття гір.

Гіпотеза поширення Землі протистоїть існуючій з минулого століття гіпотезі контрактації ‑ стиску Землі в результаті охолодження. Протилежні гіпотези — контракції та поширення Землі — ґрунтуються на одних і тих же термодинамічних умовах земної кулі. Обидві вони не зважають на реальні геологічні факти складу та структури земної кори, пояснювати які покликані [7].

А*Ь~

За іншими уявленнями, подрібнення єдиного суцільного гранітного шару на Землі сталося в результаті тектонічного розчленування та поглинання базальтовою речовиною опущених блоків гранітного шару. Процес поглинання основною (базитовою) речовиною гранітних мас відомий під назвою базифікації. Вона вважається оборотним процесом виплавляння сіалю, а утворення ложа Світового океану ‑ результатом базифікації гранітного шару. Штучність гіпотези базифікації очевидна. Крім того, вона виходить з помилкового твердження про загальну оборотність процесу перетворення мінеральної речовини Землі.

Існування і розвиток матеріальної маси Землі відбувається в умовах обертового руху її навколо осі. В цьому русі склалася куляста форма еліпсоїда планети, зумовлена взаємодією полярного ущільнення або стиску і екваторіального поширення. Підпорядкована цим похідні форми тектонічних рухів є джерелом внутрішніх сил усіх геологічних процесів. Космічна речовина, з якої складається Земля, в процесі формування планети безперервно ущільнювалася, розігрівалася і спікалася. Відбувалася й відбувається гравітаційна, теплова і геохімічна диференціація речовини. Виявленням або формою загальної диференціації речовини є вулканізм.

Вулканічний процес — космічне явище, що відбувається на всіх небесних тілах Сонячної системи та поза межами. За фізико-геологічними ознаками вулканізм — це процес виверження розплавленої глибинної речовини планети на поверхню, розрядка напруг стиску та розігрівання. Підраховано, що за час геологічного існування Землі маса виверженого вулканами матеріалу дорівнює масі всіх материків [12].

Як випливає з природних закономірностей поширення та будови земної кори, стиск Землі зумовлює загальне опускання її поверхні, а накопичення вивержених з глибин вулканогенних продуктів у певних місцях утворює підвищення, вулканічні гори

Вулканогенні глибинні продукти диференціації речовини мантії — це єдине джерело матеріалу для утворення всіх типів гірських порід, відомих на Землі. Процес породоутворення, або літогенезу, по суті, є взаємодією вулканогенних мас (попелу, шлаку, продуктів руйнування лави) з водою, повітрям та живими організмами. В результаті цієї взаємодії створюються різні осадочні породи. Приклади всеосяжного перетворення вулканогенного матеріалу в осадочні гірські породи можна спостерігати на будь-якому вулкані та вулканічному острові й простежити в наверстуваннях земної кори порід різного віку.

Ми простежили зміни складу, форм залягання та рельєфу мінеральних мас від планетарної речовини базальтового ложа океану до материкових гірських масивів. Розвивалася материкова кора в різних частинах земної кулі, на різних етапах її існування, але в такій незмінній послідовності: підводні вулканічні утворення — вулканічні острови — острівні дуги — океанічні острови, міні материки (мікроматерики) — материки.