stringtranslate.com

Разлом

Блок-схема разлома, образованного тремя сегментами, показывающая расположение зон аккомодации между ними при изменении местоположения разлома или полярности (направления падения)
Суэцкий залив, демонстрирующий основные разломы растяжения

В геологии рифт — это линейная зона, где литосфера разрывается [1] [2] и является примером тектоники растяжения . [3] Типичные особенности рифта — это центральная линейная депрессия со сбросом , называемая грабеном , или, чаще, полуграбеном с нормальным сбросом и поднятиями рифтового фланга, в основном с одной стороны. [4] Там, где рифты остаются выше уровня моря, они образуют рифтовую долину , которая может быть заполнена водой, образуя рифтовое озеро . Ось рифтовой области может содержать вулканические породы , и активный вулканизм является частью многих, но не всех, активных рифтовых систем.

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

Неудавшиеся рифты являются результатом континентального рифтинга, который не смог продолжиться до точки разрыва. Обычно переход от рифтинга к спредингу происходит в тройном стыке , где три сходящихся рифта встречаются над горячей точкой . Два из них развиваются до точки спрединга морского дна, в то время как третий в конечном итоге терпит неудачу, становясь авлакогеном .

Геометрия

Топографический профиль озера Малави

Большинство рифтов состоят из серии отдельных сегментов, которые вместе образуют линейную зону, характерную для рифтов. Отдельные сегменты рифта имеют преимущественно полуграбеновую геометрию, контролируемую одним ограничивающим бассейн разломом. Длина сегментов варьируется между рифтами в зависимости от упругой толщины литосферы.

Области толстой холодной литосферы, такие как Байкальский рифт, имеют длину сегмента более 80 км, в то время как в областях теплой тонкой литосферы длина сегмента может быть 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 сегмента часто имеют более сложную структуру и, как правило, пересекают ось рифта под большим углом. Эти пограничные зоны сегмента учитывают различия в смещении разлома между сегментами и поэтому известны как зоны размещения.

Зоны размещения принимают различные формы, от простого релейного пандуса на стыке двух крупных разломов одинаковой полярности до зон высокой структурной сложности, особенно там, где сегменты имеют противоположную полярность. Зоны размещения могут быть расположены там, где более старые структуры земной коры пересекают ось рифта. В рифте Суэцкого залива зона размещения Заафарана расположена там, где зона сдвига в Аравийско-Нубийском щите встречается с рифтом. [6]

Рифтовые склоны или плечи — это возвышенные области вокруг рифтов. Рифтовые плечи обычно имеют ширину около 70 км. [7] Вопреки тому, что считалось ранее, возвышенные пассивные континентальные окраины (EPCM), такие как Бразильское нагорье , Скандинавские горы и Западные Гаты в Индии , не являются рифтовыми плечами. [7]

Развитие рифта

Инициирование разлома

Образование рифтовых бассейнов и локализация напряжений отражают зрелость рифта. В начале рифтинга верхняя часть литосферы начинает расширяться по серии изначально не связанных между собой нормальных разломов , что приводит к развитию изолированных бассейнов. [8] В субаэральных рифтах, например, дренаж в начале рифтинга, как правило, внутренний, без элемента сквозного дренажа.

Стадия зрелого рифта

По мере развития рифта некоторые из отдельных сегментов разлома растут, в конечном итоге связываясь вместе, образуя более крупные ограничивающие разломы. Последующее расширение концентрируется на этих разломах. Более длинные разломы и более широкое расстояние между разломами приводят к более непрерывным областям проседания, связанного с разломами, вдоль оси рифта. На этой стадии развивается значительный подъем плеч рифта, что сильно влияет на дренаж и седиментацию в рифтовых бассейнах. [8]

В разгар литосферного рифтинга, по мере истончения коры, поверхность Земли опускается, а Мохоровичич соответственно поднимается. В то же время мантийная литосфера истончается, вызывая подъем верхней части астеносферы. Это приносит высокий тепловой поток из восходящей астеносферы в истончающуюся литосферу, нагревая орогенную литосферу для дегидратационного плавления, что обычно вызывает экстремальный метаморфизм при высоких температурных градиентах более 30 °C. Метаморфические продукты представляют собой высоко- и сверхвысокотемпературные гранулиты и связанные с ними мигматиты и граниты в коллизионных орогенах с возможным размещением комплексов метаморфических ядер в континентальных рифтовых зонах, но комплексов океанических ядер в спрединговых хребтах. Это приводит к своего рода орогенезам в условиях растяжения, которые называются рифтовой орогенией. [9]

Пострифтовое опускание

После прекращения рифтинга мантия под рифтом охлаждается, и это сопровождается широкой областью пострифтового оседания. Величина оседания напрямую связана с величиной истончения во время фазы рифтинга, рассчитанной как бета-фактор (начальная толщина земной коры, деленная на конечную толщину земной коры), но также зависит от степени заполнения рифтовой впадины на каждой стадии из-за большей плотности осадков по сравнению с водой. Простая «модель Маккензи» рифтинга, которая считает стадию рифтинга мгновенной, дает хорошую оценку первого порядка величины истончения земной коры на основе наблюдений за величиной пострифтового оседания. [10] [11] Ее обычно заменяют «моделью изгибной консоли», которая учитывает геометрию рифтовых разломов и изгибную изостазию верхней части земной коры. [12]

Многофазный рифтинг

Некоторые рифты показывают сложную и длительную историю рифтинга с несколькими отдельными фазами. Рифт Северного моря демонстрирует свидетельства нескольких отдельных фаз рифта от пермского периода до раннего мелового периода [13] , период более 100 миллионов лет.

Разрыв к расколу

Рифтинг может привести к континентальному распаду и образованию океанических бассейнов. Успешный рифтинг приводит к распространению морского дна вдоль срединно-океанического хребта и ряда сопряженных окраин, разделенных океаническим бассейном. [14] Рифтинг может быть активным и контролироваться мантийной конвекцией . Он также может быть пассивным и приводиться в движение тектоническими силами дальнего поля, которые растягивают литосферу. Архитектура окраины развивается из-за пространственных и временных отношений между фазами деформации растяжения. Сегментация окраины в конечном итоге приводит к образованию рифтовых доменов с вариациями топографии Мохоровичича , включая проксимальный домен с повернутыми по разлому блоками земной коры, зону перешейка с истончением корового основания , дистальный домен с глубокими провисающими бассейнами, переход океан-континент и океанический домен. [15]

Деформация и магматизм взаимодействуют в ходе рифтовой эволюции. Могут образовываться богатые и бедные магмой рифтовые окраины. [15] Богатые магмой окраины включают основные вулканические особенности. В глобальном масштабе вулканические окраины представляют собой большинство пассивных континентальных окраин. [16] Недостающие магмы рифтовые окраины подвержены масштабным сбросам и гиперрасширению земной коры. [17] Как следствие, перидотиты и габбро верхней мантии обычно обнажаются и серпентинизируются вдоль экстенсивных отрывов на морском дне.

Магматизм

Вулкано-тектонические формы рельефа, связанные с рифтогенезом на полуострове Рейкьянес , Исландия : разломы , трещины , вытянутые вулканы подледникового происхождения , поля постледниковой лавы.

Многие рифты являются участками, по крайней мере, незначительной магматической активности , особенно на ранних стадиях рифтогенеза. [18] Щелочные базальты и бимодальный вулканизм являются обычными продуктами магматизма, связанного с рифтогенезом. [19] [20]

Недавние исследования показывают, что постколлизионные граниты в коллизионных орогенах являются продуктом рифтогенного магматизма на конвергентных границах плит. [ необходима ссылка ]

Экономическое значение

Осадочные породы, связанные с континентальными рифтами, содержат важные месторождения как минералов, так и углеводородов . [21]

Месторождения полезных ископаемых

Месторождения минералов SedEx в основном встречаются в континентальных рифтовых обстановках. Они формируются в пострифтовых последовательностях, когда гидротермальные флюиды, связанные с магматической активностью, выбрасываются на морское дно. [22]

Нефть и газ

Континентальные рифты являются местами значительных скоплений нефти и газа, такими как грабен Викинг и разлом Суэцкого залива . Тридцать процентов гигантских месторождений нефти и газа находятся в таких условиях. [23] В 1999 году было подсчитано, что в рифтах содержится 200 миллиардов баррелей извлекаемых запасов нефти. Материнские породы часто образуются в осадках, заполняющих активный рифт ( синрифт ), образуясь либо в озерной среде, либо в ограниченной морской среде, хотя не все рифты содержат такие последовательности. Коллекторские породы могут образовываться в предрифтовых, синрифтовых и пострифтовых последовательностях.

Эффективные региональные уплотнения могут присутствовать в пострифтовой последовательности, если отлагаются аргиллиты или эвапориты . Чуть более половины предполагаемых запасов нефти связаны с рифтами, содержащими морские синрифтовые и пострифтовые последовательности, чуть менее четверти — с рифтами с неморским синрифтом и пострифтом, и восьмая часть — с неморским синрифтом с морским пострифтом. [24]

Примеры

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ Рифтовая долина: определение и геологическое значение, Джакомо Корти, Эфиопская рифтовая долина
  2. ^ Декомпрессионное плавление во время расширения континентальной литосферы, Йоланте ван Вейк, MantlePlumes.org
  3. ^ Тектоника плит: Лекция 2, Геологический факультет Университета Лестера
  4. ^ Leeder, MR; Gawthorpe, RL (1987). "Осадочные модели для экстенсиональных наклонно-блоковых/полуграбеновых бассейнов" (PDF) . В Coward, MP; Dewey, JF; Hancock, PL (ред.). Continental Extensional Tectonics . Geological Society, Special Publications. Vol. 28. pp. 139–152. ISBN 9780632016051.
  5. ^ Эбингер, CJ; Джексон JA; Фостер AN; Хейворд NJ (1999). «Геометрия протяженного бассейна и эластичная литосфера». Philosophical Transactions of the Royal Society A. 357 ( 1753): 741–765. Bibcode : 1999RSPTA.357..741E. doi : 10.1098/rsta.1999.0351. S2CID  91719117.
  6. ^ Younes, AI; McClay K. (2002). «Развитие зон размещения в районе Суэцкого залива и Красного моря, Египет». AAPG Bulletin . 86 (6): 1003–1026. doi :10.1306/61EEDC10-173E-11D7-8645000102C1865D . Получено 29 октября 2012 г.
  7. ^ ab Грин, Пол Ф.; Джепсен, Питер; Чалмерс, Джеймс А.; Боноу, Йохан М.; Дадди, Ян Р. (2018). «Послераскольное захоронение и эксгумация пассивных континентальных окраин: семь предложений для информирования геодинамических моделей». Gondwana Research . 53 : 58–81. Bibcode : 2018GondR..53...58G. doi : 10.1016/j.gr.2017.03.007.
  8. ^ ab Withjack, MO; Schlische RW; Olsen PE (2002). "Структура рифтового бассейна и ее влияние на осадочные системы" (PDF) . В Renaut RW & Ashley GM (ред.). Седиментация в континентальных рифтах . Специальные публикации. Том 73. Общество седиментационной геологии . Получено 28 октября 2012 г. .
  9. ^ Чжэн, Y.-F.; Чен, R.-X. (2017). «Региональный метаморфизм в экстремальных условиях: последствия для орогенеза на конвергентных границах плит». Журнал азиатских наук о Земле . 145 : 46–73. Bibcode : 2017JAESc.145...46Z. doi : 10.1016/j.jseaes.2017.03.009 .
  10. ^ McKenzie, D. (1978). "Some remarks on the development of sedimentary basins" (PDF) . Earth and Planetary Science Letters . 40 (1): 25–32. Bibcode :1978E&PSL..40...25M. CiteSeerX 10.1.1.459.4779 . doi :10.1016/0012-821x(78)90071-7. Архивировано из оригинала (PDF) 1 марта 2014 г. Получено 25 октября 2012 г. 
  11. ^ Kusznir, NJ; Roberts AM; Morley CK (1995). "Прямое и обратное моделирование формирования рифтовых бассейнов". В Lambiase JJ (ред.). Углеводородная среда обитания в рифтовых бассейнах . Специальные публикации. Том 80. Лондон: Геологическое общество . С. 33–56. ISBN 9781897799154. Получено 25 октября 2012 г.
  12. ^ Nøttvedt, A.; Gabrielsen RH; Steel RJ (1995). «Тектоностратиграфия и осадочная архитектура рифтовых бассейнов, со ссылкой на северную часть Северного моря». Marine and Petroleum Geology . 12 (8): 881–901. Bibcode : 1995MarPG..12..881N. doi : 10.1016/0264-8172(95)98853-W.
  13. ^ Равнас, Р.; Ноттведт А.; Стил Р.Дж.; Виндельстад Дж. (2000). «Синрифтовые осадочные структуры в северной части Северного моря». Динамика норвежской окраины . Специальные публикации. Том 167. Лондон: Геологическое общество . С. 133–177. ISBN 9781862390560. Получено 28 октября 2012 г.
  14. ^ Ziegler PA; Cloetingh S. (январь 2004 г.). «Динамические процессы, контролирующие эволюцию рифтовых бассейнов». Earth-Science Reviews . 64 (1–2): 1–50. Bibcode : 2004ESRv...64....1Z. doi : 10.1016/S0012-8252(03)00041-2.
  15. ^ ab Péron-Pinvidic G.; Manatschal G.; Osmundsen PT (май 2013 г.). «Структурное сравнение архетипических атлантических рифтовых окраин: обзор наблюдений и концепций». Marine and Petroleum Geology . 43 : 21–47. Bibcode : 2013MarPG..43...21P. doi : 10.1016/j.marpetgeo.2013.02.002.
  16. ^ Reston TJ; Manatschal G. (2011). «Столкновение дуги и континента». В Brown D. & Ryan PD (ред.). Строительные блоки более позднего столкновения . Frontiers in Earth Sciences.
  17. ^ Péron-Pinvidic G.; Manatschal G. (2009). «Окончательная эволюция рифта на глубоких пассивных окраинах с низким содержанием магмы от Иберии до Ньюфаундленда: новая точка зрения». International Journal of Earth Sciences . 98 (7): 1581. Bibcode : 2009IJEaS..98.1581P. doi : 10.1007/s00531-008-0337-9. S2CID  129442856.
  18. ^ Уайт, Р. С.; Маккензи Д. (1989). «Магматизм в рифтовых зонах: генерация вулканических окраин и базальтовых потопов» (PDF) . Журнал геофизических исследований . 94 (B6): 7685–7729. Bibcode :1989JGR....94.7685W. doi :10.1029/jb094ib06p07685 . Получено 27 октября 2012 г. .
  19. ^ Фармер, Г. Л. (2005). «Континентальные базальтовые породы». В Rudnick RL (ред.). Трактат по геохимии: земная кора . Gulf Professional Publishing. стр. 97. ISBN 9780080448473. Получено 28 октября 2012 г.
  20. ^ Cas, RAF (2005). "Вулканы и геологический цикл". В Marti J. & Ernst GG (ред.). Вулканы и окружающая среда . Cambridge University Press. стр. 145. ISBN 9781139445108. Получено 28 октября 2012 г.
  21. ^ Геологическая служба США (1993). «Озеро Байкал — краеугольный камень глобальных изменений и исследований рифтов». Архивировано из оригинала 29 июня 2012 года . Получено 28 октября 2012 года .
  22. ^ Groves, DI; Bierlein FP (2007). "Геодинамические настройки систем месторождений полезных ископаемых". Журнал Геологического общества . 164 (1): 19–30. Bibcode : 2007JGSoc.164...19G. doi : 10.1144/0016-76492006-065. S2CID  129680970. Получено 27 октября 2012 г.
  23. ^ Mann, P.; Gahagan L.; Gordon MB (2001). «Тектоническая обстановка гигантских нефтяных месторождений мира». WorldOil Magazine . Получено 27 октября 2012 г.
  24. ^ Lambiase, JJ; Morley CK (1999). «Углеводороды в рифтовых бассейнах: роль стратиграфии». Philosophical Transactions of the Royal Society A. 357 ( 1753): 877–900. Bibcode :1999RSPTA.357..877L. CiteSeerX 10.1.1.892.6422 . doi :10.1098/rsta.1999.0356. S2CID  129564482. 
  25. ^ Чоухан, А.К. Структурная структура сейсмически активного рифтового бассейна Каччх, Индия: выводы из модели всемирной гравитации 2012 г. Environ Earth Sci 79, 316 (2020). https://doi.org/10.1007/s12665-020-09068-2
  26. ^ Chouhan, AK, Choudhury, P. & Pal, SK Новые доказательства тонкой коры и магматического подстилающего слоя под рифтовой впадиной Камбей, Западная Индия, полученные с помощью моделирования гравитационных данных EIGEN-6C4. J Earth Syst Sci 129, 64 (2020). https://doi.org/10.1007/s12040-019-1335-y

Дальнейшее чтение

На Викискладе есть медиафайлы по теме «Рифты» .