ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3578
Скачиваний: 5
|
Рис. 2.68 Рифт Great Rift Valley Спутниковый снимок Восточно-Африканской рифтовой системы |
Выделяются рифты (рифтовые структуры) – внутриконтинентальные (Восточно-Африканский, Байкальский и др.), межконтинентальные (Красноморский и др.) и внутриокеанские или срединноокеанические (Атлантический, Тихоокеанский и др.). Для них характерны условия растяжения (раздвигания), интенсивный магматизм (интрузивный и эффузивный) и «подавленный» седиментогенез. Внутриконтинентальные рифты представляют собой систему грабенов, ограниченных нормальными сбросами. Дно грабенов занято озерами или заполняется грубообломочными осадками. Магматические проявления известны как внутри, так и за пределам грабенов (в бортах). Срединноокеанические рифты приурочены к срединноокеаническим хребтам и образуют единую мировую систему протяженностью около 80 тысяч км. Они обладают сильно расчлененным рельефом с относительным превышением до 2 км. В них образуется незначительное количество глубоководных осадков, подушечные лавы базальтов и рои даек. В пределах Кольского региона к внутриконтинентальным палеорифтогенным структурам раннепротерозойского возраста отнесена Печенга-Имандра-Варзугская структура. Ряд исследователей считают, что она переживала в людиковии океаническую стадию (т.е. развивалась как срединноокеанический рифт).
|
Процесс возникновения и развития рифтов получил название рифтогенеза (рифтинга) и выражается он в образовании крупных сводовых поднятий над поднимающимися из недр Земли массами нагретого материала, в растяжении и в утонении литосферы и её разрыве с заложением системы линейных грабенообразных рифтовых структур, ограниченных нормальными сбросами.
Для рифтовых зон литосферы характерно: 1) утонение земной коры до 30 ÷ 35 км; наличие астеносферного выступа, что приводит к существенному подъёму верхней мантии к подошве коры; 2) действие растягивающих горизонтальных усилий; 3) сейсмическая активность с расположением гипоцентров землетрясений в подошве земной коры; 4) широкое проявление базальтового и щёлочно-базальтового вулканизма; 5) аномально высокое значение теплового потока.
Рифтогенез характерен не только для новейшего (неоген-четвертичного) этапа развития Земли, но и для прошедших геологических эпох, вплоть до докембрия.
В связи с этим, рифты подразделяют: древние рифты (авлакогены, возникшие в позднем протерозое, часто продолжающие развиваться и в палеозое и авлакогены древних платформ Лавразийской группы), а также молодые (мезозойско-кайнозойские) рифты, которые закладываются в позднем палеозое, чаще в мезозое или кайнозое.
И древние, и молодые рифты приурочены в большинстве случаев, к ослабленным зонам литосферы, наследуя простирание более древних структур, тяготея к стыкам этих структур.
Авлакогены, таким образом, являются разновидностью рифтов - палеорифтами.
Под авлакогенами (Н.С.Шатский, 1955) следует понимать грабенообразные структуры проседания, формирующиеся в условиях остывания недр и локального уменьшения их объёма.
Авлакогены – это те рифты, которые заканчивают развитие, так и не превратившись в океан, постепенно заполняются осадочными породами, и геологически проявляются как крупные линейные депрессии, заполненные осадками очень большой мощности по сравнению с нормальным осадочным чехлом. Называются они авлaкогенами, к ним часто приурочены крупные месторождения солей, угля, нефти и природного газа. Впервые такие структуры были описаны Шатским Н. С. на Восточно-Европейской платформе. Пример типичного авлакогена — девонский Донецкий прогиб, с крупными месторождениями угля.
В отличие от авлакогенов, рифты характеризуются активным разогревом недр, подъёмом астеносферы к подошве коры, высоким тепловым потоком и существенной вулканической активностью.
Таким образом, несмотря на ряд сходных черт в строении рифтов и авлакогенов, между этими структурами существуют и важные отличия, ставящие под сомнение возможность объединения их вопреки общепринятому мнению.
Рифты подразделяются на:
1) океанические – в океанах рифты развиты в так называемых зонах спрединга – центральных частях срединно-океанических хребтов, где происходит образование новой океанической коры. В центральной части этих рифтов периодически образуются разломы, через которые на дно океана поступает базальтовый расплав;
2) континентальные – на континентах ныне активной является система Восточно-Африканских рифтов, где при активном вулканизме происходит раздвижение и утончение континентальной коры и в некоторых местах (Афар) уже формируется океаническая кора. Развитие этой зоны может привести к образованию нового океана. Такие рифты образуются в результате поднятия к поверхности больших участков горячей мантии — плюмов, приподнимающих и растягивающих кору. Для активных рифтов характерен интенсивный вулканизм.
Рис. 2.69 Авлакоген
Байкальская рифтовая система. Примером рифта со сложным строением и историей является Байкальская рифтовая система. До сих пор нет единого мнения о её происхождении. С одной стороны сейчас в этом районе отсутствует вулканизм и есть только активные тектонические движения и землетрясения. Однако относительно недавно в близлежащих мелких рифтовых впадинах действовали активные вулканы, а в Монголии четвертичный вулканизм был развит очень широко.
Общее строение региона позволяет ряду исследователей утверждать, что Байкал представляет собой пассивный рифт, то есть образовался в результате сдвигового движения по огромному разлому, пересекающему Евразию с юго-запада на северо-восток. Байкальская впадина согласно этой теории сформировалась из-за разлома, шедшего под углом к основному разлому. Такой механизм в литературе называется «pull-apart». Этим объясняется ромбическая форма Байкальской впадины, а также тектонические движения при землетрясениях.
Другая теория объясняет образование Байкальской рифтовой системы поднятием под ним горячей мантии — плюма, то есть считает его активным. Эта теория позволяет объяснить вулканизм региона.
Рис. 2.69 Байкальская рифтовая система
Этапы развития рифтов. В геологической истории развития рифтов можно выделить два этапа: 1) предрифтовый; 2) собственно рифтовый.
Предрифтовый этап характеризуется разогревом мантии, повышением её магматической активности. Континентальная литосфера испытывает деструктивное воздействие, что сопровождается её растрескиванием и излиянием лав на поверхность (траппы). Процесс длителен, повторно-возвратен, проявляется в генерировании разноглубинных магм.
Собственно рифтовый этап состоит из стадии заложения, стадии проседания, стадии инверсии.
На стадии заложения возникают линейные грабены с проявлением интенсивного вулканизма. Стадия проседания выражается в погружении ложа возникшего грабена. Стадия инверсии характеризуется складкообразовательными и складчато-надвиговыми деформациями, рифты приобретают линейную структуру.
Рис. 2.70 Система разломов Байкальского рифта
Данные стадии присущи лишь континентальным рифтам, но конечным результатом процесса рифтогенеза, как известно, является океанообразование через процесс спрединга.
С этих позиций, стадийность рифтогенеза предполагает следующие стадии:
1) предрифтовая стадия,
2) стадия континентального рифта (с подстадиями заложения, проседания, инверсии),
3) стадия морского (или межконтинентального) рифта и
4) стадия раннего спрединга.
В зависимости от интенсивности глубинных процессов развитие рифтов может быть неполным, т.е. не достигать конечного результата - океанообразования, а прерываться на одной из стадий или подстадий рифтогенеза.
Рассмотренные механизмы заложения и эволюции рифтовых систем получили название активного рифтогенеза. В этом случае процесс инициируется глубинными причинами, а именно подъёмом горячих и разуплотнённых мантийных масс с границы мантия - ядро (т.н. мантийный плюм).
Детальное изучение современных рифтов показывает, что могут быть и другие причины образования этих структур.
К таковым относят, в частности, воздействие на литосферу внешних (боковых) сил, которые способны обусловить горизонтальное растяжение литосферы, уменьшение её мощности и, в конечном итоге, разрушение. При этом происходит снижение горного давления, что в свою очередь ведёт к частичному плавлению вещества мантии (астеносферы) и магматизму.
Подобный рифтогенез получил название пассивного. Примером может служить формирование Байкальского рифта, как реакции литосферы на «удар» Индийского субконтинента в Евразию.
Ещё одним механизмом пассивного рифтогенеза может являться, вероятно, проседание литосферы над остывающими недрами.
В современной геологической литературе многие учёные (Ю.Г. Леонов, В.Е. Хаин и др.) склонны отдавать предпочтение именно пассивному рифтогенезу, считая его наиболее распространённым в геологической истории Земли.
2.16. Геологическая деятельность ветра, поверхностных и подземных вод, ледников
На поверхности Земли протекают тесно связанные между собой процессы денудации, транспортировки и осадконакопления. Они протекают благодаря действию различных агентов - поверхностных и подземных вод, движущегося льда, ветра, силы тяжести, и в разнообразных природных обстановках. Поэтому как сами рассматриваемые процессы, так и их результаты тоже весьма разнообразны.
Геологическая деятельность ветра
Одним из ведущих агентов, обеспечивающих денудацию, транспортировку и седиментацию рыхлых продуктов выветривания, является ветер. Это, в частности, ведущий агент, удаляющий мелкообломочные продукты выветривания в местах отсутствия растительного покрова (пустыни, полупустыни, открытые берега крупных водоёмов). Ветер способен переносить большие массы этих продуктов на значительные расстояния и отлагать вдали от мест их образования. Геологические процессы, связанные с деятельностью ветра, называются эоловыми (по имени греческого бога Эола – бога ветра)
Геологическая деятельность ветра прежде всего приводит к развеиванию, выдуванию образовавшихся в результате выветривания продуктов разрушения коренных пород. Эта работа по выдуванию называется дефляцией. Одновременно с выдуванием ветер производит и разрушительную работу – корразию, которая заключается в обтачивании горных пород переносимыми ветром частицами.
Рис.
2.71 Скала «Сфинск» - результат корразии
гранитов
Совокупное проявление дефляции и корразии создает оригинальные формы рельефа земной поверхности. Эти формы бывают положительными и отрицательными. Крупные положительные формы рельефа – гребни, вершины и отроги, а отрицательные – долины, ущелья, котловины выдувания. Из мелких форм рельефа, образованных работой ветра различают: положительные – башни, столбы, иглы, грибы и др.; отрицательные – ниши, карманы, трубы, соты, ячеи и др. (рис. 2.71).
Эоловые отложения
Продукты разрушения горных пород переносятся ветром нередко на значительные расстояния. При этом размеры частиц, переносимых ветром, определяются его скоростью. Чем выше скорость ветра, тем крупность обломочного материла, переносимого ветром, больше, а расстояние – дальше.
С ослаблением силы ветра, а также в зависимости от рельефа местности, наличия растительности и других факторов происходит отложение обломочного материала. Образующиеся песчано-алеврито-глинистые породы называются эоловыми отложениями.
К положительным формам эоловой (ветровой) деятельности относятся барханы и дюны.
Барханами называются распространенные в пустынях песчаные холмы серповидной формы, заканчивающиеся по бокам остроугольными «рогами», вытянутыми в направлении движения ветра (рис. 2.72).
|
|
|
Рис. 2.72 Бархан
а – вид сбоку, б – вид сверху
Бархан образуется следующим образом. После сильного ветра в пустыне на поверхости возникают небольшие скопления песка высотой 35 – 40 см. ветер уже не в состоянии его плавно огибать, и на подветренной стороне начинается завихрение. Они приводит к образованию полуворонки. Этот момент и является временем зарождения бархана. Бархан разрастается до 4 – 5 м в высоту и до 40 – 70 м в поперечнике. Когда развивается сложная групповая цепь барханов, то высота песчаных возвышенностей достигает 70 – 100 м.
Цепи барханов передвигаются со скоростью до 12 м в месяц. Ветер гонит песок вдоль пологого наветренного склона, наращивая крутой подветренный склон. Причина образования барханов – появление на пути движения ветра препятствия, вызывающего его торможение и завихренеие.
Дюнами называются песчаные холмы на берегах морей, озер и рек, принесенные ветром, дующим по направлению к берегу. «Рога» дюн обычно направлены не вперед, как у барханов, а назад по отношению к движению дюн. Это связано с тем, что на окраинах дюны песок снизу пропитан водой, поэтому сухая высокая центральная часть дюны легче перемещается ветром. Дюны, как и барханы, имеют пологий наветренный и крутой подветренный склоны. На морских берегах дюны имеют высоту 20 – 30 м, а иногда и 100 м. скорость движения дюн от 1 до 20 м в год в зависимости от режима ветра, рельефа и т.д.
Дюны хорошо развиты на берегах Балтийского моря, озерные дюны – на берегаз Аральского, Ладожского и др. озер, ресные – по берегам Волги, Днепра, Дона, Припяти и др.
В образовании барханов и дюн, основным материалом, а в случае корразии действующей силой, является песок. Но кроме песка, ветер переносит и более тонкий материал разрушения – пыль. Благодаря своей легкости пыль переносится на большие расстояния, но в конце концов оседает на поверхность земли с дождем и снегом.
Основными поставщиками песка и пыли являются пустыни, где из-за отсутствия растительного покрова и резких колебаний температур интенсивно развивается физическое выветривание. К тому же в пустынях дуют частые ветры. Они в пустынях обычно направлены из центра к окраинам, вынося продукты выветривания. На окраинах пустынь накапливаются песчаные, более грубые пролукты выветривания, а дальше, за пределами пустынь, где имеется растительность, и выпадают дожди,
осаждаются пыль, образуя лёсс, или желтозём. Лёссы широко распространены в Средней Азии, Украине, Китае.
Геологическая деятельность поверхностных вод
Геологическая деятельность поверхностных текучих вод выражается в разрушении горных пород (эрозия), переносе осадочного материала (транспортировка) и его накопление (аккумуляция).