6.3 Магматизм и его продукты
В основном континентальный рифтогенез сопровождается поверхностным магматизмом, но не всегда. Так, например, явный магматизм отсутствует в рифтовой зоне озера Байкал, хотя в области его продолжения – в Тункинском и Чарском рифтах – есть трещинные извержения базальтовых лав. Часто вулканы располагаются на высоком борту рифтовой зоны. Магматические породы разнообразны, присутствует большое количество щелочных пород. Характерны контрастные ассоциации.
6.4 Геофизические характеристики
По геофизическим данным мощность коры под рифтовыми зонами уменьшается, соответственно поднимается поверхность Мохоровичича, которая в этих зонах является зеркальным отражением наземного рельефа. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30 -35 км., под Рейнским – до 22 – 25 км., под Кенийским – до 20 км. Местами мощность коры снижается до 13 км., а под осевой частью долины появляется кора океанического типа. Близость разогретой астеносферы, вулканизм, повышенная проницаемость, нарушенния коры разломами выражаются в геотермическом поле. Тепловой поток в рифтовых зонах резко повышен. По данным магнитотеллурических методов высока электропроводность пород в астеносферном слое. В гравитационном поле фиксируются отрицательные аномалии в редукции Буге, поскольку породы мантии разуплотнены. Положительные аномалии характерны для тел основных и ультраосновных магматических пород.
6.5 Механизмы рифтогенеза
По физическим моделям образование рифтов связано с концентрацией растяжений в узкой полосе, где происходит уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая « шейка », вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с замещением корой океанического типа.
7 Океанический рифтогенез (спрединг)
Основу спрединга составляет раздвиг путем «магматического расклинивания» и может развиваться, как прямое продолжение континентального рифтогенеза. Но в Индийском и Тихом океанах рифтовые зоны закладывались сразу на океанической литосфере в связи с перестройкой движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон. Наиболее ярко спрединг океанического дна можно наблюдать в Исландии, где над уровнем океана выступают на поверхность породы Срединно-Атлантического хребта. Современная тектоническая и вулканическая активность сосредоточены в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты приурочены к их осевой части. Дальше от центра извержения базалты имеют возраст 0,7 – ;млн. лет, а еще дальше – 16 млн.лет. Каждый последующий покров базальтов мощностью до 10 метров лежит горизонтально, а его подводящий канал – это вертикальная дайка долерита шириной от 1 до 3 м., ориентированная вдоль рифтовой зоны. По мере накопления платобазальтов происходит их проседание. Мощность океанической коры здесь значительно больше обычной и достигает 40 км. Сторонники концепции тектоники литосферных плит [7] объясняют это тем, что якобы под Исландией существует и действует « мантийная струя» которая постоянно наращивает кору, поставляя все новые порции платобазальтов ( «горячая точка»)
8 Главные структуры океанов [7]
В составе земной коры выделяются два типа главных структур: континенты (материки) и океаны. В литосфере выделяются литосферные плиты, в состав которых включаются как континенты, или их части, так и океаны, резко отличающиеся глубинным строением, составом, мощностью слоев земной коры, особенностями тектонического развития, различным составом мантии в различных ее частях. В пределах мирового океана выделяются две различных по своему строению и площади области: