Валентин Дубинин - Геотектоника и геодинамика

По геофизическим данным мощность коры под рифтовыми зонами уменьшает ся, соответственно поднимается поверхность Мохоровичича, которая в этих зонах является зеркальным отражением наземного рельефа. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30 -35 км., под Рейнским – до 22 – 25 км., под Кенийским – до 20 км. Местами мощность коры снижается до 13 км., а под осевой частью долины появляется кора океанического типа. Близость разогретой астеносферы, вулканизм, повышенная проницаемость, нарушенния коры разломами выражаются в геотермическом поле. Тепловой поток в рифтовых зонах резко повышен. По данным магнитотеллурических методов высока электропроводность пород в астеносферном слое. В гравитационном поле фиксируются отрицательные аномалии в редукции Буге, поскольку породы мантии разуплотнены. Положительные аномалии характерны для тел основных и ультраосновных магматических пород.

По физическим моделям образование рифтов связано с концентрацией растяжений в узкой полосе, где происходит уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая « шейка », вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с замещением корой океанического типа.

Основу спрединга составляет раздвиг путем «магматического расклинивания» и может развиваться, как прямое продолжение континентального рифтогенеза. Но в Индийском и Тихом океанах рифтовые зоны закладывались сразу на океанической литосфере в связи с перестройкой движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон. Наиболее ярко спрединг океанического дна можно наблюдать в Исландии, где над уровнем океана выступают на поверхность породы Срединно-Атлантического хребта. Современная тектоническая и вулканическая активность сосредоточены в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты приурочены к их осевой части. Дальше от центра извержения базалты имеют возраст 0,7 – ;млн. лет, а еще дальше – 16 млн.лет. Каждый последующий покров базальтов мощностью до 10 метров лежит горизонтально, а его подводящий канал – это вертикальная дайка долерита шириной от 1 до 3 м., ориентированная вдоль рифтовой зоны. По мере накопления платобазальтов происходит их проседание. Мощность океанической коры здесь значительно больше обычной и достигает 40 км. Сторонники концепции тектоники литосферных плит [7] объясняют это тем, что якобы под Исландией существует и действует « мантийная струя» которая постоянно наращивает кору, поставляя все новые порции платобазальтов ( «горячая точка»)

В составе земной коры выделяются два типа главных структур: континенты (материки) и океаны. В литосфере выделяются литосферные плиты, в состав которых включаются как континенты, или их части, так и океаны, резко отличающиеся глубинным строением, составом, мощностью слоев земной коры, особенностями тектонического развития, различным составом мантии в различных ее частях. В пределах мирового океана выделяются две различных по своему строению и площади области:

1) область шельфа и материкового склона;

2) область ложа мирового океана.

Первая – это подводная окраина континентов, она отличается континентальным строением земной коры ( в ней сохраняется, хотя и в утоненном виде, континентальная кора с ее гранитным слоем ). Главная и важнейшая граница между континентом и океаном – подножие материкового склона. Океаническое дно занимает 75 % площади Мирового океана. В его рельефе выделяются основные структуры: с р е д и н н о-о к е а н и ч е с к и е х р е б т ы , в у л к а н и ч е с к и е о с т р о в а, в а л ы , п о д н я т и я, п о д в о д н ы е р а в н и н ы, г л у б о к о в о д н ы е ж е л о б а.

Для срединноокеанических хребтов характерна повышенная тектоническая активность, вулканизм, мелкофокусные землетрясения, высокий тепловой поток. Главными тектоническими структурами срединных хребтов являются центральные понижения – грабены, ограниченные глубинными разломами, рифтовые зоны и пересекающие их поперечные зоны глубинных разломов (от 50 до 300 км.) , названные т р а н с ф о р м н ы м и. Некоторые вершины хребтов возвышаются над уровнем океана, образуя острова (Исландия, Азорские острова и др).

Срединноокеанические хребтысложены в основном базальтами. Осадочный слой на них отсутствует или имеет очень малую мощность, но в трансформных разломах может достигать нескольких сотен метров. Из рифтовых зон и трансформных разломов драгированием подняты обломки ультраосновных пород, что говорит о непосредственном выходе пород мантии. В рифтовых зонах проявляется спрединг, сопровождаемый выплавлением базальтовой магмы и наращиванием океанического дна за счет вновь образованной молодой океанической коры. Это подтверждается следующим:

вдоль срединноокеанических хребтов выявлены магнитные аномалии в виде чередования полос различной интенсивности и полярности, симметрично расположенные по обе стороны от хребта. Эти аномалии создаются одновозрастными базальтами дна, и чем ближе к хребту, тем базальты моложе;

по данным глубоководного бурения установлено, что мощность осадочной толщи закономерно и симметрчно увеличивается в направлении от оси хребта к континенту от 0 до 2 км. Явления спрединга реально наблюдаются на дне Красного моря.

Глубоководные желоба, вулканические дуги и окраинные моря.Все вместе они образуют с и с т е м у о с т р о в н ы х д у г, которые рассматриваются как современные геосинклинальные пояса. Островные вулканические дуги состоят из вулканов, сложенных вулканогенными породами андезитового состава и мелководными рифовыми известняками. Возраст пород – кайнозойский. Главная черта островных дуг – очень высокая сейсмичность.. Именно здесь проявляются самые глубокофокусные землетрясения. Центры землетрясений располагаются в узкой, до100 км. зоне, уходящей наклонно от глубоководных желобов под островные дуги, и называемые зоной Вадати – Заварицкого – Беньофа. Эта зона представляет собой систему грандиозных сколов, разделяющих островные дуги и глубоководные желоба. Прослеживается она до глубины 200 км., наклон 45градусов.

Окраинные морянаходятся в тылу островных дуг, тип коры континентальный, но имеются глубокие котловины (до 5км.) с океаническим типом коры, заполненные мощными осадками. Эти котловины обладают повышенным тепловым потоком.

Абиссальные равнины ( океанические платформы ) тектонически пассивны .