Un riftogenesis ocean, care se bazează pe împingerea prin împănare magma se dezvolta ca o extensie a continentale sau, în zonele de rift moderne ale oceanelor Pacific și Indian stabilite inițial litosfera oceanică datorită mișcării plăcilor rearanjamente și pe moarte în afara zonelor de rift anterioare.
Răspândirea în creasta subacvatică a oceanului.
În cele mai tinere bazine de răspândire, care se află într-un cadru continental apropiat, este posibilă o sedimentare rapidă, care împiedică scurgerile libere fracturate și formarea unui strat normal II. Nu ajungând la suprafață, digurile se termină în grosimea sedimentelor, formând praguri, așa cum se stabilește în bazinul Golfului Golful California.
Pentru zonele vulcanice ale crestelor mediane oceanice, înclinațiile de fluide la temperaturi ridicate sunt programate, în special numeroase la rate mari de răspândire. Au fost asociate cu minereurile de pirită din cupru-zinc, depozitele metalifere de fier și mangan, precum și schimbarea în bazalt a variantei verde.
Formarea crustei oceanice în zonele de împrăștiere. Ideile moderne despre mecanismele de formare a crustei oceanice se bazează pe observațiile din zonele de împrăștiere activă în comparație cu datele de foraj de adâncime, precum și pe studiile detaliate ale ophiolitilor. Formarea stratului II cu o parte superioară bazaltică și un complex de diguri dalerite paralele este rezultatul unei alunecări hidraulice succesive. Focile topiturii bazaltice sunt delimitate prin profiluri seismice multicanal, dar numai în zonele de răspândire medii și de mare viteză. Întinzându-se longitudinal, aceste focare sunt mici în secțiune transversală, cu o lățime de aproximativ 1 km și o altitudine de numai câteva sute de metri, se află la o adâncime de 1-2 km de suprafață. În special, în centura din Pacificul de Est la 9 ° 30 '' latitudine nordică, Potrivit lui R. Detrik și alții (1937), limita superioară a focusului magmatic a fost urmărită la o adâncime mai mică de 1 km, iar crusta oceanică nou formată de deasupra lui este reprezentată doar de nivelul II.
În astfel de locuri de acoperiș se introduc corpurile în formă de tijă de gabbro-diabase masive și microgabbros, care rupe printr-un complex de diguri paralele și sunt intersectate de către complexe ulterioare de dig.
Deoarece crusta nou formate la o parte de la răspândirea axei cu acesta este scos din sistemul de alimentare și porțiunea corespunzătoare a rezervorului magma. Nu mai este alimentată bazaltică se topește astenosferă, pierde legătura cu sursa principală de căldură și răcit în condiții favorabile pentru diferențierea cristalizare. Astfel, sub stratul II strat III format crusta oceanica - gabrouri stratificat complex, care reprezintă gradația diferențelor melanocratic în partea de sus a DUNIT în secțiunea de fund cumulează. Cantități mici de topitură reziduală sunt stoarse, formând mici incluziuni de plagograniți.
Mai târziu, în timpul deplasării zonei oceanice axial crusta bistrat pe panta intervalului median, devine posibilă acumulare stabilă de sedimente formate și stratul I care se acumulează pe pentru întreaga existență a bazinelor oceanice. În același timp, la baza crustei incepe sa se consolideze reziduu asthenospheric după îndepărtarea de topire de bazalt. Cristalizeze harzburgites, crește litosfera oceanică de mai jos, grosimea în cele mai vechi, Jurassic, parti ale oceanului mondial este de 80 km sau mai mult. Creșterea proporției peridotit secțiunii litosfera oceanică conduce la o creștere a densității sale medii și izostatic imersiune. Dependența corespunzătoare adâncimii vârstei fundul oceanului este exprimat prin formula empirică Slater și determină existența mijlocul oceanului crestele formează atât terenul subacvatic, precum și profilul tranziției de la pantele lor la câmpii abisale și creșterea în continuare adâncimea totală cu distanța față de creasta mediană.
Când peridotit bază consolidarea lithosphere orientarea olivina și alte minerale fixate pe aceasta direcție de marcare a fluxurilor de substanță asthenospheric. Sub intervale mediane moderne, în funcție de viteza de anizotropiei azimutului astenosferă, aceste fluxuri sunt îndreptate departe de crestele. Explorarea orientarea olivina în fragmente mari ale scoarței oceanice de Cretacic - allochthon ophiolite Oman, A.Nikolya (1939), pentru a determina direcția relativă a astenosferă curge în apropierea zonei de răspândire la acel moment.
Anomalii magnetice lineare și rata de împrăștiere. Studiul anomaliilor magnetice liniare caracteristice crustei oceanice cu alternanța polarității directe și inverse a relevat o serie de regularități deja din anii 1960:
1. Anomaliile liniare urmează paralel cu axa activă seismic și magmatic a zonelor de rupere ale oceanului și sunt plasate simetric în raport cu această axă.
2. În orice zonă activă de rupere a Oceanului Mondial, este recunoscută aceeași secvență de anomalii, trăsăturile caracteristice ale fiecărei anomalii se repetă.
3. Distanta dintre aceleasi anomalii in diferite zone de rupere poate fi diferita. Nu rămâne constant când este urmărită de-a lungul aceleiași zone extinse.
4. Simetria sistemului de anomalii liniare în raport cu axa de rupere este deranjată de faptul că, pe o parte, anomaliile sunt comprimate și pe de altă parte în mod redus.
O explicație a fost propusă în 1963 de F. Vine și D. Mathews. Luând ideile lui Hess și Robert Dietz despre răspândirea, au sugerat că cristalizarea magmei bazaltică în zona Împingerea thermoremanent fixează magnetizării în roci caracteristicile geomagnetice. Ca formarea ei crusta oceanice se îndepărtează de axa de răspândire și, cum ar fi o bandă magnetică, înregistrând variația câmpului geomagnetic, inclusiv inversarea ei polaritate. Deoarece acumularea apare pe ambele părți ale axei de împrăștiere, se formează două înregistrări magnetice care se duplică reciproc. Distanța dintre aceleași anomalii la diferite intersecții variază în funcție de viteza de împrăștiere. Din același motiv, poate fi diferit și la o singură intersecție, dacă răspândirea se dezvoltă mai rapid într-o direcție decât în cealaltă.
Pentru topurile secțiunii magnetostratigrafice, precizia determinării vârstei radiologice este suficientă pentru o scară magnetochronologică detaliată. O asemenea scală, creată de A. Cox (1966), a acoperit ultimii 3,5 milioane de ani. Comparația și alinierea cu succes a acestei scări cu profilul anormal al zonelor de răspândire datează celor mai tinere anomalii.
Vitezele obținute în raport cu axa de împrăștiere variază între 1,5 și 15-18 cm / an. Valorile maxime sunt stabilite pe cresterea Pacificului de Est - de la 13 la 23 ° S. w.
Anomaliile magnetice liniare sunt înrădăcinate în bazalturile și în digurile dolerite ale celui de-al doilea strat. Creat de J. Heirtzler și colaboratorii (1968), R. Larson și W. Pittman (1972), scara globală anomală a fost ulterior completată și rafinată. Începe cu anomaliile 1-34, ultimul care, având o polaritate normală, ocupă o bandă largă a podelei oceanului și este tratată ca o "zonă de cretă a unui câmp magnetic calm" (84-118 ma). Apoi urmează anomaliile M35-M39 cu date de până la 171 Ma. Acestea acoperă acele regiuni ale oceanului care anterior au fost considerate "zona jurasică a unui câmp magnetic calm" și unde un sistem de anomalii cu amplitudine mică a fost totuși dezvăluit.
Combinația dintre răspândirea fundului mării și inversările geomagnetice a fost cheia pentru restabilirea evoluției oceanelor și a întregului sistem global de deplasare relativă a plăcilor litosferice.
Articole similare
Trimiteți-le prietenilor: