Рифтогенез

ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧЕРЕЖДЕНИЕ

ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО  ОБРАЗОВАНИЯ

САМАРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ  ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ

КАФЕДРА ГЕОЛОГИИ И ГЕОФИЗИКИ

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА ПО ГЕОЛОГИИ

ВАРИАНТ №9

 

 

 

 

 

 

 

 

 

СТУДЕНТКИ ЗФ ГР.28

ЧИЖИКОВОЙ А.В.

ПРОВЕРИЛ: ГУСЕВ  В.В.

 

САМАРА 2012

 

Содержание:

1.Графическое изображение

2.Реферат

3.Задача 

 

 

 

 

Рифтогенез. Спрединг

Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодаря расколам литосферных плит за счет приложенных к ним напряжений растяжения.Рифтогенезом называют процесс горизонтального растяжения земной коры, приводящий к возникновению в ней или её верхней части весьма протяжённых, удлинённых, морфологически чётко выраженных впадин, ограниченных (по крайней мере с одной стороны) и осложнённых глубокими продольными разломами. Английский геолог Грегори, описавший подобные структуры в конце прошлого века в Восточной Африке, назвал их рифтами (от англ. rift -- разрыв, трещина, щель), а цепочки из нескольких рифтов обычно именуют рифтовыми зонами. Подобные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных плит также называются дивергентными (англ. дивергенс - расхождение).Развернувшееся с середины XX века систематическое геолого-геофизическое изучение ложа океанов, занимающих около 2/3 поверхности Земли, привело к открытию на их дне грандиозных, линейно вытянутых зон поднятий, рассечённых множеством продольных и поперечных разломов -- срединно-океанических или, точнее, внутриокеанических хребтов общей протяжённостью более 80 тыс. км. Обнаружилось, что они пространственно связаны с некоторыми рифтовыми зонами на континентах, обладают сходными с ними или близкими чертами рельефа, структуры, магматизма и геофизических особенностей и, несомненно, представляют собой родственные им, хотя и гораздо более крупные тектонические образования. В пределах внутриокеанических хребтов устанавливаются явные признаки поперечного или близкого к поперечному их простиранию горизонтального расширения земной коры, при этом во много раз превосходящего по своей скорости и общему масштабу её расширение в рифтовых зонах континентов. В отличие от последних оно проявляется не только в раздроблении, растяжении и утоньшении ранее существовавшей коры, но и в полном её разрыве, расхождении обособившихся блоков в разные стороны и последовательном заполнении образовавшихся между ними зияний поднимающимся из мантии Земли горячим глубинным магматическим материалом. Проявления сжатия коры в пределах ложа океанов в отличие от континентов оказались незначительными или локальными.В зазор между расходящимися плитами поднимаются горячие расплавы базальтов, выделившиеся из частично расплавленного вещества астеносферы. Попадая на поверхность океанского дна, базальты охлаждаются, твердеют и кристаллизуются, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы "промерзают" все глубже и глубже, и под породами базальтового состава уже кристаллизуется мантийное вещество астеносферы, а на их место в новые рифтовые расколы поступают новые порции базальтов и астеносферного вещества, и процесс повторяется. Начатый в рифтовых зонах процесс формирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океанических хребтов и абиссальными котловинами за счет постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно "примораживаемого" снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольше мантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно "промерзнет" и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы будет большей. По-видимому, впервые предположение о переменной мощности океанической литосферы было высказано Дьюи и Бердом в 1970 году, которые связывали возрастание глубины океана по мере удаления от рифтовых зон с увеличением мощности литосферы.Спрединг является частным случаем рифтогенеза. Поверхностным выражением такого явления являются рифтовые зоны срединно-океанических хребтов, где относительно более нагретая мантия поднимается к поверхности, подвергается плавлению и магма изливается в виде базальтовых лав в рифтовой зоне и застывает. Далее в эти застывшие породы вновь внедряется базальтовая магма и раздвигает в обе стороны более древние базальты. И так происходит много раз. При этом океаническое дно как бы наращивается, разрастается. Подобный процесс получил название спрединга (англ. спрединг - развертывание, расстилание).В океанах к границам такого типа относятся гребни срединно-океанических хребтов: в Северном Ледовитом океане - хр. Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбенсей; в Атлантическом - хр. Рейкьянес, Северо-Атлантический, Южно-Атлантический и Африканско-Антарктический; в Индийском океане - хр. Западно- Индийский, Аравийско-Индийский, Центрально-Индийский и Австрало-Антарктическое поднятие; в Тихом океане - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия.На континентах к границам такого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая зона и Байкальский рифт в Азии. Примером рифтовых зон, лишь сравнительно недавно превратившихся из континентальных в океанические, могут служить рифты Красного моря и Аденского залива Индийского океана.Открытие грандиозного явления раздвижения ложа океанов и приведшего на протяжении последних 150-170 млн лет к возникновению и расширению до современных размеров огромных впадин Атлантического, Индийского и Арктического океанов и обновлению более древней впадины Тихого океана, радикально изменило представления о тектоническом строении Земли и геодинамических процессах, происходящих в её верхних оболочках, и, в частности, показало, что процессы горизонтального растяжения и расширения в её коре в масштабе всей планеты играют не меньшую роль, чем процессы её сокращения и сжатия, а по мнению некоторых исследователей даже превосходят их по своему глобальному эффекту. Поэтому в последние десятилетия резко возрос интерес геологов к изучению рифтогенеза как одного из важнейших тектонических процессов, которые оказывают огромное влияние на многие другие процессы, происходящие в земной коре и на её поверхности: формирование рельефа, осадконакопление, магматизм, образование месторождений рудных, нерудных и горючих полезных ископаемых, а также развитие жизни на нашей планете. В изучении современного и новейшего рифтогенеза и выяснении роли рифтогенеза и его эволюции в истории Земли в последние годы были достигнуты значительные успехи. Вместе с тем возникли дискуссии относительно понимания общих закономерностей и тенденций в развитии Земли и места рифтогенеза, спрединга и сопряжённых с ними процессов в её эволюции.

Субдукция

К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит (зоны субдукции), в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги либо под континентальные окраины Андийского типа.Этим границам обычно соответствуют характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (высотой достигающих 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты. Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это желоба Андоманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это желоба Кайман и Пуэрто-Рико перед Большими и Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике. Зоны подвига литосферных плит всегда наклонены ("падают") под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений. Погружающиеся в мантию плиты характеризуются также повышенными значениями фактора сейсмической добротности, поскольку в опускающейся холодной литосферной плите затухание сейсмических волн всегда оказывается меньшим, чем в окружающей эту плиту горячей и частично расплавленной мантии.Высказанная О. Фишером идея о возможности пододвигания океанского дна под островные дуги была подкреплена примерно через 50 лет после проведения в середине 30-х годов ХХ в. Ф. Венинг-Мейнесом измерений гравитационного поля над этими структурами и примыкающими к ним глубоководными желобами. Оказалось, что приостровным склонам глубоководных желобов и самим желобам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести, достигающие 200 мГал, тогда как над самими островными дугами в большинстве случаев наблюдаются положительные аномалии с амплитудой до 100-150 мГал. Происхождение этих сопряженных гравитационных аномалий Ф. Венинг-Мейнес связал с динамическим эффектом сжатия и подвига океанского дна под островные дуги.Пододвигание океанических плит под континенты, если оно не компенсируется их раздвижением в срединно-океанических хребтах, обычно приводит к постепенному закрытию океана, сопровождающемуся столкновением обрамлявших его континентов, и возникновению вдоль зоны поддвига плит коллизионного складчатого пояса.Таким путем, например, на месте древнего океана Тетис возник Альпийско-Гималайский горный пояс. Процесс поддвига плит здесь продолжается и в настоящее время, о чем свидетельствует повышенная сейсмичность этого региона, поэтому Альпийско-Гималайский пояс также можно рассматривать как конвергентную или коллизионную границу плит.Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами, а сама погружающаяся океаническая холодная и упругая литосфера хорошо устанавливается по данным сейсмической томографии - объемного "просвечивания" глубоких недр планеты. Угол погружения океанических плит различный, вплоть до вертикального и плиты прослеживаются вплоть до границы верхней и нижней мантии в 670 км. Некоторые плиты останавливаются на этом уровне, иногда выполаживаясь и как бы скользя по границе. Другие - пересекают ее и погружаются в нижнюю мантию, местами достигая практически поверхности внешнего ядра - 2900 км.Когда океаническая плита при подходе к континентальной начинает резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые разряжаясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры или очаги землетрясений четко маркируют границу трения между двумя плитами и образуют наклонную сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосферу до глубин в 700 км. Впервые эту зону обнаружил японский геофизик Кию Вадати в 1935 г., а в 1955 г. американский сейсмолог Хуго Беньоф подробно описал эти зоны, которые с тех пор и стали называться зонами Беньофа.Гипоцентры землетрясений в зоне Беньофа не везде достигают границы верхней и нижней мантии, как, например, под Каскадными горами на западе США, не превышает первых десятков километров. Происходит это в тех случаях, когда холодная пластина океанической литосферы разогревается и в ней уже не могут происходить сколы, вызывающие землетрясения.Следующий шаг в изучении активных переходных зон от океанов к континентам был сделан японским сейсмологом К. Вадати, установившим наличие глубинной сейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, и американским сейсмологом X. Беньофом, исследовавшим эти зоны более подробно и показавшим, что по ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии на океаническую кору. Примерно в те же годы академик А.Н. Заварицкий отметил генетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинными наклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процесс формирования континентальной коры с тектоническими движениями. Учитывая эту взаимосвязь и вклад ученых в изучение глубинной сейсмоактивной зоны обычно именуемой зоной Беньофа, справедливо было бы назвать ее зоной Вадати-Заварицкого-Беньофа или сокращенно зоной ВЗБ.Современная модель строения и развития зон поддвига плит Курильского типа, основанная на учете упругопластичных свойств литосферы, была разработана в Институте океанологии АН СССР и смоделирована в МГУ. По этой модели процесс подвига литосферных плит напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Как и в случае со льдом, пододвигаемая плита испытывает сильное давление со стороны надвигаемой на нее плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемого горизонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней (пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направление своего движения и начинает круто опускаться в мантию. При этом опять основное отличие сравниваемых процессов состоит в том, что лед легче воды, тогда как океанические литосферные плиты всегда несколько тяжелее вещества астеносферы.Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности зоны ВЗБ приводит к нарушению изостатического равновесия и появлению сопряженных положительных и отрицательных гравитационных аномалий над островными дугами. Используя условие равновесия сил в зоне поддвига плит, можно найти зависимость амплитуды возникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Выполненные по такой зависимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см2, совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.Трение плит в зоне поддвига сопровождается выделением большого количества тепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубиной выделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плиты подвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чем верхняя. Благодаря этому впереди надвигаемой плиты постепенно вырабатывается сравнительно тонкий клинообразный литосферный выступ, перекрывающий подобно гигантскому карнизу пододвигаемую плиту на участке между глубоководным желобом и зоной ВЗБ. Кроме того, за счет постоянной эрозии лобовых частей надвигаемой плиты этот процесс под островными дугами Курильского типа приводит к их перемещению в сторону расположенных за ними континентов и к постепенному закрытию (со скоростями около 0,3 см/год) задуговых бассейнов. Примерами таких закрывающихся ныне задуговых бассейнов могут служить Южно-Охотская глубоководная котловина и Японское море.Помимо зон поддвига плит Курильского и Андийского типов, в которых преобладают напряжения горизонтального сжатия, "ломающие" пододвигаемую плиту, существуют еще и зоны поддвига плит, в которых опускание тяжелой океанической литосферы в мантию происходит просто под влиянием силы тяжести и давления островной дуги. Типичным примером структур такой зоны поддвига плит может служить Марианская островная дуга в Тихом океане (под нее пододвигается плита, возраст которой очень близок к приведенному выше предельному возрасту устойчивости океанических плит - 150 млн лет). Отличаются эти дуги от предыдущего типа тем, что положительные гравитационные аномалии над ними либо полностью отсутствуют, либо малы по амплитуде, тогда как отрицательные аномалии над глубоководными желобами выражены столь же четко. Кроме того, в отличие от зон Курильского типа, задуговые бассейны в тылу островов Марианского типа не закрываются, а, наоборот, активно расширяются, и в них возникают вторичные рифтовые зоны.При опускании литосферных плит в мантию под собственной тяжестью, в тылу островных дуг возникают напряжения растяжения. Благодаря этим напряжениям, вдоль оперяющих зону поддвига плит разломов может произойти отодвигание тела островной дуги от тыловых частей островодужной плиты. В результате, в тылу такой дуги возникает вторичная рифтовая зона, раздвигание новорожденных плит в которой компенсирует отодвигание тела островной дуги в сторону пододвигаемой океанической плиты. При этом избыточное давление островной дуги на пододвигаемую плиту превышает прочность пород пододвигаемой плиты на сдвиг, деформирует ее и постепенно отодвигает зону поддвига плит в сторону океана.Отличие динамики развития островных дуг Марианского типа от Курильского определяется в основном скоростью поддвига плит. При больших скоростях сближения плит возникают островные дуги Курильского типа, при малых скоростях возникают дуги Марианского типа. Критическая скорость поддвига плит, по-видимому, близка к 5 см/год. Исключение составляет только островная дуга Тонга-Кермадек со спрединговым задуговым бассейном Лау, поскольку скорость поддвига Тихоокеанской плиты под эту дугу превышает 5 см/год. Вероятно, это связано с динамическим эффектом "выжимания" вещества верхней мантии в астеносферу при движении на северо-восток Австралийской континентальной плиты или с тем, что под Фиджийской котловиной существует локальный восходящий мантийный поток.Вместе с океанической литосферой в сторону зон поддвига плит перемещаются и пелагические осадки, тем не менее сдирания и смятия осадков в большинстве случаев не происходит. Как правило, не наблюдается чрезмерного накопления осадков и в глубоководных желобах, даже несмотря на то, что скорость седиментации в этих местах достигает нескольких сантиметров за тысячу лет. При такой скорости осадконакопления большинство желобов оказались бы полностью засыпанными уже через несколько десятков миллионов лет, тогда как в действительности они остаются не заполненными осадками, хотя некоторые из них существуют и продолжают развиваться уже в течение сотен миллионов лет подряд, как, например, Японский или Перуанско-Чилийский желоб. Это свидетельствует о том, что в глубоководных желобах действует эффективный механизм удаления осадков с поверхности океанского дна. Таким естественным механизмом, как теперь выяснилось, является затягивание осадков в зону поддвига плит. Это происходит аналогично смазке движущихся механизмов жидкими маслами при попадании последних в зазоры между трущимися жесткими деталями.Говоря о субдукционных процессах следует сказать о судьбе осадков, которые перекрывают океаническую литосферу. Край плиты, под которую субдуцирует океаническая, подрезает осадки, скопившиеся на ней, как нож скрепера или бульдозера, деформирует эти отложения и приращивает их к континентальной плите в виде аккреционного клина (англ. аккрешион - приращение). Вместе с тем какая-то часть осадочных отложений, погружается вместе с плитой в глубины мантии. В различных местах этот процесс идет разными путями. Так, у побережья Центральной Америки, где пробурены скважины, почти все осадки пододвигаются под континентальный край, чему способствует сверхвысокое давление воды, содержащейся в порах осадков. Поэтому и трение очень мало. В ряде других мест погружающаяся океаническая литосферная плита разрушает, эродирует край континентальной литосферы и увлекает за собой вглубь ее фрагменты.Как и в случае смазки, количество осадков, попадающих в зазор между трущимися плитами, должно зависеть от скорости движения плит и вязкости затянутых в зазор осадков. Соответствующие расчеты, основанные на теории смазки механизмов, показали, что под островные дуги осадки могут затягиваться без сдирания и смятия только в том случае, если их мощность не превышает некоторого критического значения, зависящего от скорости поддвига плит и вязкости осадков. При этом мощность осадков, затянутых в зазор между плитами, увеличивается от двух до трех раз, причем последний предел уже соответствует случаю сдирания лишних осадков и формированию перед островной дугой аккреционной осадочной призмы.Под такие дуги, как Курильская, Японская и Тонга, без соскребания и смятия может затягиваться до 500-520 м пелагических осадков, а в Перуанско-Чилийский, Алеутский и Яванский желоба без соскребания может затягиваться только до 400-430 м осадков. Вблизи Курильского, Японского и центральной части Яванского глубоководных желобов мощности осадочных слоев не превышают 300-500 м, вблизи желоба Тонга толщина осадков снижается до 100-300 м, а перед большей частью Перуанско-Чилийского желоба толщина осадочного слоя уменьшается до 100 м и менее. Поэтому поддвиг плит под эти структуры не сопровождается соскребанием и смятием осадков перед фронтальной частью надвигаемой плиты.Совершенно иная ситуация наблюдается в заливе Аляска на востоке Алеутской дуги и на севере Яванского желоба. В этих районах и скорость поддвига плит не велика (около 2-3 см/год), мощность осадков превышает 500-700 м, а в отдельных местах достигает 1000 м, т.е. везде превышает найденные для этих структур критические значения мощности пододвигаемых осадков. Аналогичная картина наблюдается и возле зоны поддвига Атлантической плиты под Малые Антильские острова. Для этой зоны критическая толщина осадков, которые еще могут быть затянуты в зону поддвига плит без сдирания, примерно равна 250 м, тогда как реальная мощность осадочных толщ здесь достигает 500-1000 м. Отсюда следует, что во всех этих районах поддвиг литосферных плит должен сопровождаться и соскребанием осадков с океанского дна, и смятием их перед литосферным выступом островных дуг, т.е. образованием аккреционных осадочных призм. Именно таким процессом необходимо объяснять возникновение внешних невулканических гряд возле этих зон поддвига плит - острова Кадьяк в Алеутской дуге, Малых Антильских островов в Атлантике и Андаманских островов в Индийском океане.За счет диссипации энергии вязкого трения попавшие в зазор между трущимися плитами осадки постепенно разогреваются и даже начинают подплавляться. В результате их вязкость в зонах поддвига плит резко (на много порядков) уменьшается и существенно сокращается предельная мощность осадков, еще способных сохраняться в этих зонах на больших глубинах. Именно по этой причине обычные осадки, с плотностью меньшей, чем плотность литосферы, не могут затягиваться в зоны поддвига плит на глубины большие 20-30 км и обычно выжимаются по разломам вверх, внедряясь в виде мигматитовых гранитогнейсовых куполов или гранитоидных батолитов в тело островодужных структур или активных окраин континентов над такими зонами субдукции.На большие глубины и под континентальные литосферные плиты осадки могут затягиваться лишь в одном случае - когда их плотность превышает плотность литосферы. В этом случае средняя скорость затягивания осадков в зоны субдукции всегда оказывается даже выше скорости поддвига самих плит и, следовательно, тяжелые осадки должны сами "проваливаться" в зоны поддвига плит.Погружение океанической литосферы приводит к последствиям. При достижении ею на определенной глубине в 100-200 км высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды - особые, перегретые минеральные растворы, которые вызывают плавление горных пород континентальной литосферы и образование магматических очагов, питающих цепи вулканов, развитых параллельно глубоководным желобам на активных окраинах Тихого океана и на восточной окраине Индийского океана. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклонена субдуцирующая океаническая литосфера.Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальной окраине наблюдается сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмичность и энергичная вулканическая деятельность.

 

 

Задание №3

Дано:                                                                Решение:

H=5.3КМ                                                          t=H/L

L=98км                                                              t=2500000/25=212000

V=25мм/год

t=?