Рифтинг и спрединг что это
Рифтогенез и рифтовые зоны
Современная тектоническая активность распределена крайне неравномерно и сосредоточена главным образом на границах литосферных плит. Двум главным видам этих границ соответствуют и главные геодинамические обстановки. На дивергентных границах развивается рифтогенез, которому посвящен настоящий раздел сайта pppa.ru, сначала же мы рассмотрим активность трансформных границ, поскольку они связаны в первую очередь с рифтовыми зонами океанов. Конвергентное взаимодействие литосферных плит выражается субдукцией, обдукцией и коллизией. Сведения о сравнительно слабых, но важных по своим геологическим последствиям внутриплитных тектонических процессах будут даны нами в последующих разделах сайта.
Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны. Осознание единства этой системы, охватившей весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по своему масштабу механизмы тектогенеза и способствовало рождению «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов называли концепцию тектоники литосферных плит.
В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами. Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между собой «тройными сочленениями». Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайнозоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида.
Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может, таким образом, развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.
Тектономагматические процессы зон спрединга формируют океанскую кору: из вещества, отделяющегося от мантии. Изучение магматических пород в современных срединных хребтах, выявление вариаций их состава в зависимости от рельефа и строения зон спрединга, от кинематики и от стадии развития важно не только для понимания этой формы рифтогенеза, но и для палеотектоники.
Обсуждаются два главных способа заложения и раскрытия рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного представления о первичности зародившегося на глубине восходящего тока астеносферного вещества, который подымает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальным и океанским рифтогенезом. Локализация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез. Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил на литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния.
Активный способ заложения рифтовых зон имеет, по-видимому, подчиненное значение. Такие условия вероятны над зонами субдукции. Как полагают специалисты, термальное и механическое влияние субдуцирующей плиты формирует над ней конвективную систему, которая, в свою очередь, воздействует на литосферу висячего крыла, определяя место и время заложения задуговых рифтов.
Рифты
Рифтогенез (рифтинг) – геотектонические процессы, приводящие к образованию рифтов (rift – расселина, ущелье). Это могут быть: 1 – дифференциальные движения блоков – во время поднятия краевых частей крупных глыб вдоль древних разломов возникают блоки, отстающие в своём движении от этих глыб и создающие зоны рифтов; 2 – зоны растяжения, возникающие при горизонтальном разнонаправленном перемещении глыб; 3 – зоны растяжения и проседания над крупными аркогенными (воздымающимися) структурами; 4 – зоны растяжения, образующиеся на начальных стадиях раскола литосферных плит на континентальной (контролируются сбросами) или океанской коре (контролируются раздвигами) над восходящими плюмами.
Все варианты механизма континентального рифтогенеза предусматривают локальное утонение коры под действием растягивающих напряжений с проявлением: системы нормальных и пологих симметричных и ассиметричных (по отношению к осевой части структуры) сбросов; системы грабенов над вершиной крупного свода (мантийного диапира или аркогена); сопутствующего интенсивного магматизма (рис. 7.18). Океанский рифтогенез с позиций тектоники литосферных плит называется еще спредингом. Основу его составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, которое может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза. Вместе с тем современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океана закладывались на океанской литосфере в связи с перестройкой движения плит и отмирания более ранних рифтовых зон.
Рифтогенная структура (рифт) (от англ. rift – расселина, ущелье) – линейно вытянутая на несколько сот км (нередко >1000км) щелевидная или ровообразная структура глубинного происхождения. Ширина Р.с. от 5 км до 400 км. Выделяются Р.с. – 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 озёрами или заполняется грубообломочными осадками. Магматические проявления известны как внутри, так и за пределами грабенов (в бортах). Это щелочные и щелочно-оливиновые базальты (с мантийными метками), платобазальты (похожие на траппы), карбонатиты, вулканиты кислого состава и др. Срединноокеанические рифты приурочены к срединноокеаническим хребтам (СОХ) 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).
1 Крэйн К., 2 Сундвор Э., 3 Бак Р., 4 Мартинес Ф.
Рифтинг на севере Норвежско-Гренландского бассейна: термальные тесты ассиметричного спрединга.
1 Department of Geology and Geophysics, Hunter College, 695 Park Avenue, New York, NY 10021.
2 Seismological Observatory, University of Bergen, Allegaten 41, 5000 Bergen, Norway.
4 Hawaii Institute of Geophysics, University of Hawaii, Honolulu, HA 96822.
Анализ теплового потока, сейсмических и батиметрических данных, собранных по северу НГБ, обнаруживает асимметричную эволюцию Евразийской и Северо-Американской плит. Эти данные подтверждают предположения кинематических моделей растяжения, которые создали асимметрию относительно хребта Книповича: 1) региональный асимметричный сдвиг, 2) литосферный простой сдвиг, 3) перескок оси спрединга. Данные соотносятся с рядом сценариев деформации, от одноактного перескока хребта, случившемся
25 млн. лет назад после фазы первоначального спрединга до модели постоянно асимметричного спрединга. Модель простого сдвига может объяснить данные только тогда, когда детачмент погружается под углом более 45 ° под Свальбард. Тектонические данные по тепловому потоку свидетельствуют, что асимметрия могла образоваться из комбинации всех трёх моделей. Когда хребет Мона (продвигающийся на восток) встретится с существующей ранее субмеридиональной Шпицбергенской зоной сдвигов, направление распространения хребта изменилось на северное, под влиянием резкого изменения регионального пояса напряжения на пересечении оси хребта и сдвиговой зоны. В результате нарождающийся хребет Книповича вторгся и стал продвигаться вдоль сдвиговой зоны. Поэтому, бывшие активные сдвиговые разломы стали новыми поверхностями детачментов, вдоль которых стала проявляться и асимметрично разрастаться новая кора. Высокий уровень изменения напряжения около пересечения хребтов Мона и Книповича мог вызвать постепенную миграцию на восток хребта Книповича, выразившуюся в многократных зонах магматических интрузий. «Вне-осевые» границы зон высоких значений теплового потока и вулканизма, локализующегося вдоль Баренцевской и Шпицбергенской окраин, плато Ермак и на самом Шпицбергене юго-восточное плато Ермак могут быть свидетельствами этой миграции. Продвижение хребта Геккеля могло проникать вдоль такой же сдвиговой зоны на севере, что объясняет образование небольшого хребта Моллой и окраинного вулканизма на плато Ермак.
Введение
Если растяжение продолжалось долгое время, то затем океаническая кора могла разрастаться асимметрично на одну сторону детачмента. Вследствие термального отклика астеносферы предполагается, что подток мантии мог выразиться в образовании ультрамафических комплексов в верхней части континентальной плиты. Вдобавок, края верхней плиты могли быть более подняты, чем края нижней плиты, и характеризовались меньшим числом, но более круто погружающихся проникающих разломов на их верхнекоровых поверхностях. Из-за подобной геометрии, тепловой поток сквозь кору мог стать таким асимметричным.
Целью данной работы является построение кинематики развития Норвежско-Гренландского бассейна посредством сбора наблюдений значений теплового потока и батиметрических данных с вычислением результатов по трём моделям деформаций растяжения: 1) чисто асимметрично-спрединговая модель; 2) модель детачмента; 3) модель перескока хребта. Норвежское и Гренландское моря (рис. 1) является прекрасным объектом для опробования трёх моделей растяжения, потому как положение хребта Книповича (расположен в 100 км от окраины Шпицбергена) чётко асимметричные по отношению к геометрии котловин Норвежско-Гренландского бассейна. Другие асимметрии наблюдаются в сейсмичности в пределах бассейнов (с восточной плитой и окраиной, являющихся более сейсмичными (рис 1в)), в величинах аплифта вдоль окраин (восточная окраина претерпела несколько фаз вертикального аплифта и смятия со сдвигом вдоль отщепов формировавшейся Шпицбергенской сдвиговой зоны (рис. 2), и в распределении разломов на флангах центра спрединга (рис. 2).
Наш подход заключается в том, чтобы построить ряд двухмерных кинематических моделей деформации, которые соотносились бы с данными по тепловому потоку и с батиметрией. В этой статье мы лишь предполагаем механические причины асимметричного развития бассейна, но наши кинематические модели могут помочь в понимании того, как взаимодействие продвигающегося рифта/хребта с существовавшей ранее сдвиговой зоной воздействовало на развитие системы рифтов и процессы спрединга.
Background : Граница плит в Норвежско-Гренландском бассейне.
Свидетельства продвижения рифта.
Асимметрия относительно хребта Книповича
Фланги хребта Книповича также структурно асимметричны. Ось очерчена вблизи Шпицбергена восточным краем, который весьма узок, и разбит лишь несколькими резкими разломами, из которых Хорнсунн является наиболее выраженным (рис. 2 и 6). Западный фланг разбит большим числом нормальных сбросов (рис. 6). Вдобавок, взгляд на рис 4-6 обнаруживает, что кривые теплового потока тоже очень асимметричны относительно хребта Книповича с пиком высоких значений теплового потока к востоку от оси, и далее резкое понижение температур на восточном фланге.
Эта асимметрия является ключевой для последующего обсуждения, в котором 80 новых станций по тепловому потоку (рис. 4-6) используются для реконструкции термальности и скорости спрединга для хребта Книповича. В последующих главах мы численно тестируем асимметрию чистого сдвига, простого сдвига, и модели перескока оси хребта касательно собранных данных по тепловому потоку и батиметрии для выяснения, какая из моделей может объяснить начало явной асимметрии рифтинга хребта Книповича.
Тепловой поток
При точных расчётах теплового потока принимался во внимание термальный эффект осадконакопления. Вдобавок, анализировались все сейсмические профили вдоль наших трансектов теплового потока, и лучшие оценки типа осадков и их мощности определялись на основании акустических профилей и данных по пробоотбору в этом регионе.
Взгляд на рис. 4 обнаруживает распределение точек измерения теплового потока, по которым были отрисованы изотермы. Вполне чётко определяется, что выделяется 3 вытянутых области (полосы) высоких значений теплового потока. Одна такая область располагается вдоль оси хребта Книповича, перескакивает через хребет Моллой на трог Лены. Другая область ориентирована субпараллельно трогу Лены, но расположена на мелководье плато Ермак. Эта термальная аномалия находится на простирании Вуд-фиорда, где фиксируется структура растяжения и на побережье известны четвертичные вулканы. Третья термальная аномалия расположена вдоль разломной зоны Хорнсунн, смежной со Шпицбергеном.
Перескок оси хребта
Перескок оси хребта (рис. 3с) моделирован с использованием состава литосферы из хрупко деформируемой верхней коры, надстраивающей пластично деформируемый нижний слой, представленные в асимметричном разрезе литосферы, вызванном перескоком оси рифта. Это похоже на асимметричную сдвиговую модель, но в тоже время принимает во внимание перескок центра растяжения. В результате перескока образовалась всеобщая модель асимметрии теплового потока и батиметрии, хотя внутренние ступени могли сформироваться в результате двух или более эпизодов чисто сдвигового растяжения. Модель асимметричного чисто сдвигового растяжения может рассматриваться как результат большого множества последовательно накладывающихся перескоков хребта.
Результаты
Если сгруппировать результаты по следующим регионам:
1) восточный фланг хребта Моллой (табл. 5)
2) западный фланг хребта Моллой (табл. 5)
3) восточный фланг хребта Книповича (табл. 6)
4) западный фланг хребта Книповича (табл. 7)
На южных широтах хребта Книповича (75 ° с.ш.) хорошее совпадение данных по тепловому потоку и моделью остывания плиты указывает на возраст образования зоны перехода континент/океан в 60 млн. лет (с полу-скоростью спрединга 4,5 мм/год). Осложняющей большей частью хорошее соответствие модели является полоса высоких значений теплового потока, ассоциирующаяся с восточным эскарпом разломной зоны Хорнсунн, смежным с континентальной окраиной (рис. 4).
В основном, асимметричное распределение теплового потока относительно хребта Книповича превалирует в его северной части, и во всех случаях наблюдается очень плохое соответствие между данными по восточному флангу и моделью остывающей плиты (простого сдвига). С другой стороны, данные по хребту Моллой обнаруживают гораздо лучшее совпадение с моделью простого сдвига (рис 10).
Это несоответствие в степени подбора для восточного и западного флангов хребта Книповича с моделью простого сдвига убедили нас проверить модели асимметричного простого сдвига, простого сдвига по детачменту, и перескока оси хребта, учитывая тепловой поток и современную топографию дна.
Когда модель асимметричного чистого сдвига сравнивается с данными, получается превосходное совпадение наблюдённых и моделированных значений теплового потока и топографии, если принять скорость спрединга для западного фланга 7,0 мм/год, а для восточного 1 мм/год (рис. 11). Эта асимметрия предполагает приуроченность оси к восточному краю бассейна. Для того, чтобы образовался очень высокий тепловой поток на оси, первичная ширина рифта должна была быть очень узкой, и по этой причине мы предпочли ширину в 19 км, что позволило развиваться рифту в течение 45 млн. лет.
Рисунки 12 и 13 изображают сравнение измеренного и моделированного теплового потока и топографии для спрединга, наблюдаемого вдоль детачментов под острым (15 ° ) и большим углами (45 ° ). В этих примерах мы подразумеваем, что хребет Книповича попадёт в точку, где детачмент выходит на морское дно. Разлом предполагается погружающимся в сторону Шпицбергена, делая этот близрасположенный остров частью верхней плиты. Мы проанализировали модели с полной скоростью спрединга варьирующейся от 4 до 10 мм/год и первоначальной мощностью коры изменяющейся от 10 до 32 км. Из двух нарисованных примеров вариант, где детачмент очень пологий (15 ° ) не был подтверждён наблюдённым тепловым потоком. Однако ширина предполагаемого океанического бассейна была примерно такая же, как и при ширине бассейна с предполагаемой глубиной залегания фундамента, меньшей, чем настоящая; и вычисленный тепловой поток очень низок для подтверждения этой модели.
Случай с детачментом, погружающимся под углом 45 ° с суммарной скоростью спрединга 8 мм/год обнаруживает гораздо лучшее совпадение и с данными по тепловому потоку и топографии, когда модель принимается для 40 млн. лет. Однако модель чистого сдвига может действовать только для пологого детачмента. Такие крутые нарушения (45 ° ) образуют структуры растяжения в коре, которая большей частью рассматривается как случай асимметричного сдвига.
В случае перескока рифта в восточном направлении из одного положения в другое (рис. 14а и 14в) мы наблюдаем хорошее совпадение с моделью, которая 25 млн. лет характеризовалась некоторым сдвиговым растяжением, и затем произошёл перескок на 150 км к востоку, и расширение океанического дна в последующие 20 млн. лет происходило с суммарной скоростью 8 мм/год. Однако, в этом случае, предполагаемая топография должна быть на 1-2,5 км мелководнее, чем наблюдается в настоящее время.
В заключение, наблюдения свидетельствуют, что модель с пологим детачментом не подтверждается. С другой стороны, модели асимметричной сдвига и модель крутопадающего детачмента хорошо соотносятся с батиметрическими данными и данными по тепловому потоку. Эти модели свидетельствуют, что спрединг на широте 78 ° с.ш. начался 40-45 млн. лет назад, в отличие от возраста 20-30 млн. лет, получаемого по модели остывающей плиты.
Замечания
1) хребет Гаккеля распространялся с севера в зону Шпицбергенских сдвигов, образовав изменяющееся напряжение растяжения по всему региону, вызвав интрудирование мантийного материала в районе хребта Моллой; с другой стороны:
Bonatti E. & Crane K. Oscillatory spreading explanation of anomalously old uplifted crust near oceanic transforms, Nature, 300, 343-345, 1982.
Bonatti E. & Crane K. The geology of oceanic transform faults, Sci. Am., 250(5), 40-51, 1984.
Buck, W.R., Martinez F., Steckler M.S. & Cochran J.R. Thermal consequences of lithospheric extension: Pure arid simple, Tectonics, 7(2), 213-234, 1988.
Chan, W.W. & Mitchell B.J. Intraplate earthquakes in northern Svalbard, Tectonophysics, 114, 181-191, 1985.
Courtillot V., Propagating rifts and continental breakup, Tectonics, 1, 239, 1982.
Crane, K. & Bonatti E. Fracture zone control on the opening of the Red Sea: SIR A data, J. Geol. Soc. London, 144, 407-420, 1987.
Crane K., Eldholm O., Myhre A.M., & Sundvor E. Thermal implications for the evolution of the Spitsbergen transform fault, Tectonophysics, 89, 1-32, 1982.
Crane K., Sundvor E., Foucher J.-P., Hobart M., Myhre A.M., and LeDouraran S. Thermal evolution of the western Svalbard Margin, Mar. Geophys. Res., 9, 165-194, 1988.
Eldholm O., Myhre A.M., Sundvor E. & Faleide J.-I. Cenozoic evolution of the margin off Norway and Svalbard, in Petroleum Geology of the North European Margin, edited by A.M. Spencer et al., pp. 3-18, Graham and Trotman, Detroit, Mich., 1984.
Eldholm O., Faleide J.-I., & Myhre A.M. Continent-ocean transition at the western Barents Sea / Svalbard continental margin, Geology, 15, 1118-1122, 1987.
Faleide, J.I., Gudlaugsson S.T. & Jacquart G. Evolution of the western Barents Sea, Mar. Pet. Geol., 1, 123-150, 1984.
Feden, R.H., Vogt P.R. & Fleming H.S. Mantle and bathymetric evidence for the Yermak hot spot of Svalbard in the Arctic Basin, Earth Planet. Sci. Lett., 44, 18-38, 1979.
Hutchison I., The effects of sedimentation and compaction on oceanic heat flow, Geophys. J. R. Astron. Soc, 82, 439-459, 1985.
Johnson G.L., Southall J.R., Young P.W. & Vogt P.R. The origin and structure of the Iceland Plateau and Kolbeinsey Ridge, J. Geophys. Res., 77, 5688-5696, 1972.
Langseth, M.G. & Zielinski G.W. Marine heat flow measurements in the Norwegian-Greenland Sea and in the vicinity of Iceland, in Geodynamics of Iceland, the North Atlantic Area, edited by L. Kristjansson, pp. 277-295, D. Reidel, Norwell, Mass., 1974.
Lister G.S., Etheridge M.A. & Symonds P.A. Detachment faulting and the evolution of passive continental margins, Geology, 14, 246-250, 1986.
McKenzie, D.P. Some remarks on the development of sedimentary basins, Earth Planet. Sci. Lett., 40, 25-32, 1978.
Morgan W.J. Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian Oceans, in The Sea, vol. 7, edited by C. Emiliani, pp. 443-487, John Wiley, New York, 1981.
Myhre A.M. Marine geophysical studies in the Norwegian-Greenland Sea and adjacent margins, doctor of science thesis, Univ. of Oslo, Norway, 1984.
Myhre A.M. & Eldholm O. The western Svalbard margin (74°-80°N), Mar. Pet. Geol., 5, 134-156, 1987.
Myhre A.M., Eldholm O. & Sundvor E. The margin between the Senja and Spitsbergen fracture zones: Implications from plate tectonics, Tectonophysics, 89, 33-50, 1982.
Nunns A.G. Marine geophysical investigations in the Norwegian-Greenland Sea between the latitudes of 62°N and 74°N, Ph.D. thesis, Univ. of Durham, Durham, England, 1980.
Nunns A.G. The structure and evolution of the Jan Mayen ridge and surrounding areas, AAPG Mem., 34, 193-208, 1982.
Nunns A.G. Plate tectonic evolution of the Greenland-Scotland Ridge and surrounding regions, in Structure and Development of the Greenland-Scotland Ridge, New Methods and Concepts, edited by Bott et al., pp. 11-30, Plenum, New York, 1983.
Nunns A.G. & Peacock J.H. Correlation, identification and inversion of magnetic anomalies in the Norway Basin, Earth Evol. Sci., 2, 130-138, 1983.
Perry R.K., Fleming H.S., Cherkis N.Z., Feden R.H. & Vogt P.R. Bathymetry of the Norwegian-Greenland and Western Barents Seas, map, Naval Res. Lab., Washington, D.C., 1980.
Perry R.K., et al., Bathymetry of the Arctic Ocean, map, Nav. Res. Lab., Washington, D. C, 1985.
Stein, S., Melosh H.J. & Minster J.B. Ridge migration and asymmetric sea-floor spreading, Earth Planet. Sci. Lett., 36, 51-62, 1977.
Sundvor E., Eldholm O., Gidskehaug A. & Myhre A.M. Marine geophysical survey on the western and northern continental margin off Svalbard, Sci. Rep. 4, 35 pp., Univ. of Bergen, Seismol. Obs., 1977.
Talwani M. & Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea, Geol. Soc. Am. Bull., 88, 969-999, 1977.
Thiede J., Pfirman S., Schenke H.-W. & Reil W. Bathymetry of the Molloy Deep: Fram Strait between Greenland and Svalbard, Mar. Geophys. Res., 12, 197-214, 1990.
Vogt P.R. Geophysical and geochemical signatures and plate tectonics, in The Nordic Seas, edited by B.G. Hurdle, Springer-Verlag, New York, 1986.
Vogt P.R., Feden R.H., Eldholm O. & Sundvor E. The ocean crust west and north of the Svalbard Archipelago: Synthesis and review of new results, Polarforschung, 48, 1-19, 1978.
Vogt P.R., Perry R.K., Feden R.H., Fleming H.S. & Cherkis N.Z. The Greenland-Norwegian Sea and Iceland environment: Geology and geophysics, in The Ocean Basins and Margins, vol. 5, The Arctic Ocean, edited by A.E.M. Nairn and M. Churkin, pp. 493-598, Plenum, New York, 1981.
