stringtranslate.com

Рифт

Блочный вид рифта, образованного тремя сегментами, показывающий расположение зон аккомодации между ними при изменении местоположения или полярности разломов (направление падения)
Разлом Суэцкого залива демонстрирует основные разломы растяжения

В геологии рифт — это линейная зона, в которой литосфера разрывается [1] [2] и является примером тектоники растяжения . [3] Типичными рифтовыми особенностями являются центральная линейная депрессия со сдвигом , называемая грабеном , или, чаще, полуграбен с нормальным разломом и фланговыми поднятиями рифта преимущественно с одной стороны. [4] Там, где рифты остаются над уровнем моря, они образуют рифтовую долину , которая может быть заполнена водой, образуя рифтовое озеро . Ось рифтовой области может содержать вулканические породы , а активный вулканизм является частью многих, но не всех, активных рифтовых систем.

Крупные разломы происходят вдоль центральной оси большинства срединно-океанических хребтов , где новая океаническая кора и литосфера создаются вдоль расходящейся границы между двумя тектоническими плитами .

Неудачные разломы являются результатом континентального рифта, который не смог продолжиться до момента распада. Обычно переход от рифтогенеза к спредингу происходит на тройном стыке , где три сходящиеся рифта встречаются в горячей точке . Два из них развиваются до точки распространения морского дна, а третий в конечном итоге терпит неудачу, становясь авлакогеном .

Геометрия

Топографический профиль озера Малави

Большинство рифтов состоят из ряда отдельных сегментов, которые вместе образуют линейную зону, характерную для рифтов. Отдельные сегменты рифта имеют преимущественно полуграбеновую геометрию, контролируемую единственным разломом, ограничивающим бассейн. Длина сегментов варьируется в зависимости от рифтов и зависит от упругой толщины литосферы. Области с более толстой и холодной литосферой, такие как Байкальский рифт, имеют длину сегментов, превышающую 80 км, тогда как в областях с более теплой тонкой литосферой длина сегментов может составлять менее 30 км. [5] Вдоль оси рифта положение, а в некоторых случаях и полярность (направление падения) главного ограничивающего рифт разлома меняется от сегмента к сегменту. Границы сегментов часто имеют более сложное строение и обычно пересекают ось рифта под большим углом. Эти граничные зоны сегментов учитывают различия в смещении разломов между сегментами и поэтому известны как зоны аккомодации.

Зоны размещения принимают различные формы: от простой релейной рампы на перекрытии двух крупных разломов одинаковой полярности до зон высокой структурной сложности, особенно там, где сегменты имеют противоположную полярность. Зоны аккомодации могут располагаться там, где более древние структуры земной коры пересекают ось рифта. В рифте Суэцкого залива зона размещения Заафарана расположена там, где зона сдвига Аравийско -Нубийского щита встречается с рифтом. [6]

Склоны или уступы рифтов представляют собой возвышенные области вокруг рифтов. Ширина плеч разломов обычно составляет около 70 км. [7] Вопреки тому, что считалось ранее, возвышенные пассивные континентальные окраины (EPCM), такие как Бразильское нагорье , Скандинавские горы и Западные Гаты Индии , не являются плечами разломов. [7]

Развитие рифта

Инициирование разлома

Образование рифтовых бассейнов и локализация напряжений отражают зрелость рифтов. С началом рифтогенеза верхняя часть литосферы начинает расширяться по ряду первоначально не связанных между собой сбросов , что приводит к развитию изолированных бассейнов. [8] Например, в субаэральных рифтах дренаж в начале рифтогенеза обычно внутренний, без элемента сквозного дренажа.

Стадия зрелого разлома

По мере развития рифта некоторые отдельные сегменты разломов растут, в конечном итоге соединяясь вместе, образуя более крупные ограничивающие разломы. Последующее расширение концентрируется на этих ошибках. Более длинные разломы и более широкое расстояние между разломами приводят к более непрерывным областям связанного с разломами опускания вдоль оси рифта. На этом этапе развивается значительное поднятие плеч рифтов, оказывающее сильное влияние на дренаж и седиментацию в рифтовых бассейнах. [8]

Во время кульминации литосферного рифта, когда кора истончается, поверхность Земли опускается, и Мохо соответственно поднимается. При этом мантийная литосфера истончается, вызывая подъем верхней части астеносферы. Это приводит к сильному тепловому потоку из восходящей астеносферы в истончающуюся литосферу, нагревая орогенную литосферу для обезвоживания и плавления, что обычно вызывает экстремальный метаморфизм при высоких температурных градиентах, превышающих 30 ° C. Продукты метаморфизма представляют собой гранулиты от высоких до сверхвысоких температур и связанные с ними мигматиты и граниты в коллизионных орогенах с возможным размещением метаморфических комплексов ядра в континентальных рифтовых зонах, но комплексов океанического ядра в спрединговых хребтах. Это приводит к своеобразным складкам в условиях растяжения, которые называются рифтогенными складками. [9]

Пострифтовое опускание

Once rifting ceases, the mantle beneath the rift cools and this is accompanied by a broad area of post-rift subsidence. The amount of subsidence is directly related to the amount of thinning during the rifting phase calculated as the beta factor (initial crustal thickness divided by final crustal thickness), but is also affected by the degree to which the rift basin is filled at each stage, due to the greater density of sediments in contrast to water. The simple 'McKenzie model' of rifting, which considers the rifting stage to be instantaneous, provides a good first order estimate of the amount of crustal thinning from observations of the amount of post-rift subsidence.[10][11] This has generally been replaced by the 'flexural cantilever model', which takes into account the geometry of the rift faults and the flexural isostasy of the upper part of the crust.[12]

Multiphase rifting

Some rifts show a complex and prolonged history of rifting, with several distinct phases. The North Sea rift shows evidence of several separate rift phases from the Permian through to the Earliest Cretaceous,[13] a period of over 100 million years.

Rifting to break-up

Rifting may lead to continental breakup and formation of oceanic basins. Successful rifting leads to seafloor spreading along a mid-oceanic ridge and a set of conjugate margins separated by an oceanic basin.[14] Rifting may be active, and controlled by mantle convection. It may also be passive, and driven by far-field tectonic forces that stretch the lithosphere. Margin architecture develops due to spatial and temporal relationships between extensional deformation phases. Margin segmentation eventually leads to the formation of rift domains with variations of the Moho topography, including proximal domain with fault-rotated crustal blocks, necking zone with thinning of crustal basement, distal domain with deep sag basins, ocean-continent transition and oceanic domain.[15]

Deformation and magmatism interact during rift evolution. Magma-rich and magma-poor rifted margins may be formed.[15] Magma-rich margins include major volcanic features. Globally, volcanic margins represent the majority of passive continental margins.[16] Magma-starved rifted margins are affected by large-scale faulting and crustal hyperextension.[17] As a consequence, upper mantle peridotites and gabbros are commonly exposed and serpentinized along extensional detachments at the seafloor.

Magmatism

Вулкано-тектонические формы рельефа, связанные с рифтогенезом на полуострове Рейкьянес , Исландия : разломы , трещины , удлиненные вулканы подледникового происхождения , послеледниковые лавовые поля.

Многие рифты являются местами хотя бы незначительной магматической активности , особенно на ранних стадиях рифтогенеза. [18] Щелочные базальты и бимодальный вулканизм являются обычными продуктами рифтогенного магматизма. [19] [20]

Недавние исследования показывают, что постколлизионные граниты в коллизионных орогенах являются продуктом рифтогенного магматизма на сближенных краях плит. [ нужна цитата ]

Экономическое значение

Осадочные породы, связанные с континентальными рифтами, содержат важные месторождения полезных ископаемых и углеводородов . [21]

Месторождения полезных ископаемых

Месторождения полезных ископаемых SedEx встречаются в основном в условиях континентальных рифтов. Они образуются в пострифтовых толщах, когда гидротермальные флюиды, связанные с магматической активностью, выбрасываются на морское дно. [22]

Нефти и газа

Континентальные рифты являются местами значительных скоплений нефти и газа, таких как Грабен Викинг и Рифт Суэцкого залива . Тридцать процентов гигантских месторождений нефти и газа находятся в таких условиях. [23] В 1999 году было подсчитано, что в разломах находится 200 миллиардов баррелей извлекаемых запасов нефти. Материнские породы часто развиваются в отложениях, заполняющих активный рифт ( син-рифт ), образуясь либо в озерной среде, либо в ограниченной морской среде, хотя не все рифты содержат такие толщи. Породы-коллекторы могут развиваться в дорифтовых, синрифтовых и пострифтовых толщах. Эффективные региональные покрышки могут присутствовать в пострифтовой толще, если отлагаются аргиллиты или эвапориты . Чуть более половины оцененных запасов нефти обнаружено в рифтах, содержащих морские син-рифтовые и пострифтовые последовательности, чуть менее четверти в рифтах с неморскими син-рифтовыми и пострифтовыми отложениями и восьмая часть в неморских син-рифтовых отложениях. -рифт с морским пострифтом. [24]

Примеры

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ Рифтовая долина: определение и геологическое значение, Джакомо Корти, Эфиопская рифтовая долина.
  2. ^ Декомпрессионное таяние во время расширения континентальной литосферы, Йоланте ван Вейк, MantlePlumes.org
  3. ^ Тектоника плит: Лекция 2, факультет геологии Лестерского университета
  4. ^ Лидер, MR; Готорп, РЛ (1987). «Осадочные модели для бассейнов наклонно-блочных / полуграбенов растяжения» (PDF) . В Трусе, член парламента; Дьюи, Дж. Ф.; Хэнкок, Польша (ред.). Континентальная тектоника растяжения . Геологическое общество, Специальные публикации. Том. 28. стр. 139–152. ISBN 9780632016051.
  5. ^ Эбингер, CJ; Джексон Дж.А.; Фостер А.Н.; Хейворд, Нью-Джерси (1999). «Геометрия бассейна растяжения и упругая литосфера». Философские труды Королевского общества А. 357 (1753): 741–765. Бибкод : 1999RSPTA.357..741E. дои : 10.1098/rsta.1999.0351. S2CID  91719117.
  6. ^ Юнес, А.И.; Макклей К. (2002). «Развитие зон размещения в Суэцком заливе и рифте Красного моря, Египет». Бюллетень AAPG . 86 (6): 1003–1026. doi : 10.1306/61EEDC10-173E-11D7-8645000102C1865D . Проверено 29 октября 2012 г.
  7. ^ аб Грин, Пол Ф.; Япсен, Питер; Чалмерс, Джеймс А.; Боноу, Йохан М.; Дадди, Ян Р. (2018). «Захоронение и эксгумация пассивных континентальных окраин после распада: семь предложений для обоснования геодинамических моделей». Исследования Гондваны . 53 : 58–81. Бибкод : 2018GondR..53...58G. дои :10.1016/j.gr.2017.03.007.
  8. ^ аб Уитджек, Миссури; Шлише RW; Олсен П.Е. (2002). «Структура рифтового бассейна и ее влияние на осадочные системы» (PDF) . В Renaut RW и Эшли GM (ред.). Седиментация в континентальных рифтах . Специальные публикации. Том. 73. Общество осадочной геологии . Проверено 28 октября 2012 г.
  9. ^ Чжэн, Ю.-Ф.; Чен, Р.-Х. (2017). «Региональный метаморфизм в экстремальных условиях: последствия для складчатости на сходящихся краях плит». Журнал азиатских наук о Земле . 145 : 46–73. Бибкод : 2017JAESc.145...46Z. дои : 10.1016/j.jseaes.2017.03.009 .
  10. ^ Маккензи, Д. (1978). «Некоторые замечания по развитию осадочных бассейнов» (PDF) . Письма о Земле и планетологии . 40 (1): 25–32. Бибкод : 1978E&PSL..40...25M. CiteSeerX 10.1.1.459.4779 . дои : 10.1016/0012-821x(78)90071-7. Архивировано из оригинала (PDF) 1 марта 2014 года . Проверено 25 октября 2012 г. 
  11. ^ Кушнир, Нью-Джерси; Робертс AM; Морли СК (1995). «Прямое и обратное моделирование формирования рифтового бассейна». В Lambiase JJ (ред.). Среда обитания углеводородов в рифтовых бассейнах . Специальные публикации. Том. 80. Лондон: Геологическое общество . стр. 33–56. ISBN 9781897799154. Проверено 25 октября 2012 г.
  12. ^ Ноттведт, А.; Габриэльсен Р.Х.; Стил Р.Дж. (1995). «Тектоностратиграфия и осадочная архитектура рифтовых бассейнов применительно к северной части Северного моря». Морская и нефтяная геология . 12 (8): 881–901. Бибкод : 1995MarPG..12..881N. дои : 10.1016/0264-8172(95)98853-W.
  13. ^ Равнос, Р.; Ноттведт А.; Сталь РЖ; Виндельстад Дж. (2000). «Син-рифтовые осадочные архитектуры в северной части Северного моря». Динамика норвежской маржи . Специальные публикации. Том. 167. Лондон: Геологическое общество . стр. 133–177. ISBN 9781862390560. Проверено 28 октября 2012 г.
  14. ^ Зиглер, Пенсильвания; Клотинг С. (январь 2004 г.). «Динамические процессы, контролирующие эволюцию рифтовых бассейнов». Обзоры наук о Земле . 64 (1–2): 1–50. Бибкод : 2004ESRv...64....1Z. дои : 10.1016/S0012-8252(03)00041-2.
  15. ^ аб Перон-Пинвидик Г.; Маначал Г.; Осмундсен PT (май 2013 г.). «Структурное сравнение архетипических атлантических рифтовых окраин: обзор наблюдений и концепций». Морская и нефтяная геология . 43 : 21–47. Бибкод : 2013МарПГ..43...21П. doi :10.1016/j.marpetgeo.2013.02.002.
  16. ^ Рестон Т.Дж.; Маначал Г. (2011). «Столкновение Дуги и континента». В книге Брауна Д. и Райана П.Д. (ред.). Строительные блоки последующего столкновения . Границы наук о Земле.
  17. ^ Перон-Пинвидик Г.; Маначал Г. (2009). «Окончательная рифтогенная эволюция на глубоких пассивных окраинах с низким содержанием магмы Иберии и Ньюфаундленда: новая точка зрения». Международный журнал наук о Земле . 98 (7): 1581. Бибкод : 2009IJEaS..98.1581P. дои : 10.1007/s00531-008-0337-9. S2CID  129442856.
  18. ^ Уайт, РС; Маккензи Д. (1989). «Магматизм в рифтовых зонах: образование вулканических окраин и паводковых базальтов» (PDF) . Журнал геофизических исследований . 94 (Б6): 7685–7729. Бибкод : 1989JGR....94.7685W. дои : 10.1029/jb094ib06p07685 . Проверено 27 октября 2012 г.
  19. ^ Фармер, GL (2005). «Континентальные базальтовые скалы». В Руднике Р.Л. (ред.). Трактат по геохимии: Кора . Профессиональное издательство Персидского залива. п. 97. ИСБН 9780080448473. Проверено 28 октября 2012 г.
  20. ^ Кас, Королевские ВВС (2005). «Вулканы и геологический цикл». В Марти Дж. и Эрнст Г.Г. (ред.). Вулканы и окружающая среда . Издательство Кембриджского университета. п. 145. ИСБН 9781139445108. Проверено 28 октября 2012 г.
  21. ^ Геологическая служба США (1993). «Озеро Байкал - пробный камень для изучения глобальных изменений и разломов». Архивировано из оригинала 29 июня 2012 года . Проверено 28 октября 2012 г.
  22. ^ Гроувс, ДИ; Бирляйн Ф.П. (2007). «Геодинамическая обстановка систем месторождений полезных ископаемых». Журнал Геологического общества . 164 (1): 19–30. Бибкод : 2007JGSoc.164...19G. дои : 10.1144/0016-76492006-065. S2CID  129680970 . Проверено 27 октября 2012 г.
  23. ^ Манн, П.; Гахаган Л.; Гордон МБ (2001). «Тектоническое положение гигантских нефтяных месторождений мира». Журнал WorldOil . Проверено 27 октября 2012 г.
  24. ^ Ламбиасе, Джей Джей; Морли СК (1999). «Углеводороды в рифтовых бассейнах: роль стратиграфии». Философские труды Королевского общества А. 357 (1753): 877–900. Бибкод : 1999RSPTA.357..877L. CiteSeerX 10.1.1.892.6422 . дои : 10.1098/rsta.1999.0356. S2CID  129564482. 
  25. ^ Чоухан, А.К. Структурная структура сейсмически активного рифтового бассейна Качч, Индия: понимание модели мировой гравитации 2012. Environ Earth Sci 79, 316 (2020). https://doi.org/10.1007/s12665-020-09068-2
  26. ^ Чоухан, А.К., Чоудхури, П. и Пал, С.К. Новые доказательства наличия тонкой коры и магматического подстилания под рифтовым бассейном Камбей, Западная Индия, посредством моделирования гравитационных данных EIGEN-6C4. Журнал Earth Syst Sci 129, 64 (2020). https://doi.org/10.1007/s12040-019-1335-y

дальнейшее чтение

Викискладе есть медиафайлы по теме Рифтов .