Geologické riftové modely

Přejít přímo na model Úvod do riftových modelů
V posledních 600 milionech let došlo na východním pobřeží Severní Ameriky ke dvěma riftům, tedy k otevření dvou oceánských pánví: protoatlantické (fáze C) a atlantické (fáze L). Předtím pravděpodobně došlo k dalším riftům. Virginie a oblast středního Atlantiku má dobré záznamy o těchto riftech, i když jsou fragmentární a někdy maskované pozdějšími událostmi.
Objevování a odhalování hlavních geologických událostí vyžaduje mít teoretický model toho, jak tyto události probíhají a jaké druhy hornin a struktur vytvářejí, abychom rozpoznali důkazy o tom, co jsou, když je vidíme, i když jsou fragmentární a maskované. Moderní modely riftových událostí jsou založeny na široké škále informací, od geofyzikálních, přes důkazy moderních událostí až po důkazy dávných událostí. Tyto modely specifikují nejen posloupnost událostí a jejich načasování, ale také nám přesně říkají, jaké důkazy jsou potřeba k identifikaci dávné riftové události.
Je samozřejmě hezké mít co nejvíce důkazů, ale někdy stačí mít jen trochu správných důkazů, které jednoznačně zapadají do teoretického modelu, a dávná událost může být rozpoznána taková, jaká je, a rekonstruována. Teoretický model vám navíc napoví, jaké další důkazy a kde hledat, abyste interpretaci podpořili.
Někdy máme představu, že vědci prostě jdou a sbírají důkazy, jak nejlépe dovedou, a pak se snaží dát jim smysl, jak nejlépe dovedou. Tak tomu ale nikdy není. Vědci mají vždy docela dobrou představu o tom, co hledají, když shromažďují data, protože mají teorii (model), která jim říká, co mají hledat. A pokud najdou důkazy, které neodpovídají jejich teorii, pak je velmi pravděpodobné, že jejich teorie je chybná a je třeba vymyslet novou.
Pointa je v tom, že neexistuje nic takového jako nezaujaté pozorování. Vždy víme, co chceme a v co doufáme, že v přírodě najdeme, i když můžeme být šokováni nebo příjemně překvapeni, když najdeme něco jiného.
Je možné číst geologickou historii Virginie (16stránková verze), aniž bychom znali modely, kterými ji vysvětlujeme a dáváme jí smysl, ale historie je mnohem smysluplnější, pokud víte, že modely existují a co říkají. Je však důležité mít na paměti, že model je jen model, syntéza, průměr, ideál. Přírodní svět se zřídkakdy dokonale shoduje s modelem a my musíme být připraveni pracovat s určitou mírou odchylky od modelu.

Plášťové plotny a horké skvrny
Divergentní hranice desek, kdy se dvě litosférické desky oddělují a vytvářejí oceánskou pánev, v přírodě neexistuje. Vzniká procesem riftingu (fáze B a C). Při plném rozvoji se divergentní hranice desek vždy nachází uvnitř oceánských pánví a vytváří je. Při divergenci desek vytéká mafické magma z pláště pod nimi do pukliny nebo riftu, který se otevírá a vytváří novou oceánskou litosféru, souvrství ophiolitů. V tomto modelu riftingu nás nezajímají procesy probíhající podél plně vyvinutého oceánského divergentního okraje. Místo toho se zabýváme tím, jak se divergentní hranice poprvé vytvoří během riftingu kontinentu.

Divergentní hranice desek začíná někde uvnitř desky, daleko od jejích okrajů. Deskou může být blok kontinentálního kráteru nebo část oceánské pánve (příčný řez). Po dokončení riftingu vznikla nová divergentní hranice desek a nová oceánská pánev. Původní jediná deska (nebo kontinent) se rozdělí na dvě desky (nebo kontinenty).
Rifting je iniciován magmatickými plumy vystupujícími z hloubi pláště směrem k povrchu. Plumy jsou na Zemi rozmístěny náhodně; většina jich vzniká pod kontinentem nebo oceánskou pánví, ale některé mohou existovat na hranicích desek. Při stoupání k povrchu se ohřívá nadložní litosféra neboli pevný vnější plášť Země, což způsobuje její bobtnání směrem vzhůru a vytváří horké místo. Magma se obvykle dostává na povrch a v horké skvrně vzniká sopka. Na výše uvedeném řezu je znázorněna jak kontinentální, tak oceánská horká skvrna.
Plívy způsobující horké skvrny jsou v plášti nehybné; na rozdíl od nadložních desek, které se neustále posouvají, se plumy nepohybují. Proto se při pohybu desky přes horkou skvrnu tektonická a vulkanická aktivita na povrchu stále posouvá. Nakonec může vzniknout dlouhá řada sopek. Havajské ostrovy jsou příkladem oceánské horké skvrny a Yellowstonský park je kontinentální horkou skvrnou.
Existuje mnoho dávných i moderních příkladů horkých skvrn. Většina z nich je izolovaná a prochází celou svou historií bez iniciace riftingu. Někdy se však několik horkých skvrn spojí a zahájí řetězec procesů, které vyústí v rifting, novou oceánskou pánev a novou divergentní hranici desek. Procesy, které jsou za to zodpovědné, jsou popsány níže v následujících čtyřech fázích.
Horká skvrna a termální dominace
Když plášťový plume dosáhne báze kontinentální litosféry, rozšíří se a vytvoří jezírko magmatu (viz řez výše). Nadložní litosféra se zahřívá a bobtná směrem vzhůru, čímž vzniká horká skvrna o průměru asi 1000 km a výšce 3 až 4 km nad hladinou moře. Mapa vpravo vpravo ukazuje plošný (letecký) pohled na dvě horké skvrny s trojitými spojnicemi.
Při bobtnání kopule horké skvrny se její horní povrch rozpíná, až křehká kůra praská (zlomy) podél série tří riftových údolí vyzařujících z centra horké skvrny. Tato tři riftová údolí představují trojitý uzel. V ideálním případě tato tři riftová údolí vyzařují ze středu horké skvrny pod úhlem 120o , ale často není trojitý uzel symetrický a ramena se mohou rozcházet pod lichými úhly.
Žár z plášťové plužiny způsobuje velkou sopečnou činnost, která je však dvojího druhu. Trubky mafického magmatu (čediče a gabra) z jezírkového plumu si razí cestu litosférou a nakonec vytvářejí sopky na povrchu. Teplo z plumu však ohřívá také podloží kontinentu, což způsobuje, že se jeho části taví a vytvářejí felsické magma (žulu a ryolit), které se může také dostat na povrch a vytvořit sopky. Tento současný výskyt mafického i felsického magmatu je neobvyklý a nazývá se bimodální asociace, protože dva výrazně odlišné typy magmatu se uvolňují víceméně současně. Níže uvedený příčný řez je zvětšeninou podél příčné linie A-B na mapě vpravo a ukazuje stadium bobtnající horké skvrny s mafickou (bazaltickou) sopkou a felsickými (granitovými) batolity. Všimněte si také zlomů u povrchu a raných horstů a grabenů.

Oddělená horká skvrna může projít všemi těmito procesy,… a pak prostě zaniknout. Plášťový plume se rozptýlí, kontinent se ochladí a opět klesne, vulkanická činnost ustane a riftová údolí se vyplní sedimenty. Nakonec by na povrchu nebylo vidět nic, co by naznačovalo, že rifty a sopky leží pohřbené pod povrchem.
V jiných situacích, kdy je několik horkých skvrn těsně spojených, se však mohou spojit a vytvořit velmi dlouhé riftové údolí. Například výše uvedená mapa ukazuje dvě trojité spojnice, které se mají spojit. Při vhodných podmínkách pak mohou iniciovat vznik nových divergentních hranic desek a oceánské pánve (o tom níže).
Když se trojité spojnice spojí, pouze dvě ze tří ramen každé trojité spojnice se spojí se sousedními horkými skvrnami. Třetí rameno se stává neaktivním, a proto se nazývá selhávající rameno (nebo aulakogen) (na mapě výše modrá barva). Po dokončení riftingu a vytvoření nové oceánské pánve existují aulakogeny jako průrva zařezávající se do kontinentu téměř v pravém úhlu od jeho okraje. Je známo mnoho starých aulakogenů, i když většina z nich je nyní vyplněna sedimenty a na povrchu není pozorovatelná. Jsou dobrým důkazem toho, že horká skvrna kdysi existovala. Sedimenty a vulkanity vyplňující aulakogen jsou podobné procesům probíhajícím v aktivních riftech.
Založení riftové doliny a mořská invaze
Založení je zhroucení části zemského povrchu směrem dolů za vzniku deprese. Axiální rifty jsou zakládky o průměru obvykle desítek kilometrů s převýšením od dna riftu k horským hřebenům na obou stranách až 4-5 km.

Strukturálně jsou riftová údolí blokovými grabenami (údolími, která vznikají, když se blok země propadá), ohraničenými po obou stranách horstovými pohořími (horsty jsou bloky země, které se pohybují nahoru vzhledem ke grabenům.) Pokud se zamyslíme nad mechanikou horké skvrny, země se bobtná směrem nahoru, což způsobuje její roztahování nebo roztahování přes vrchol. Jak se země roztahuje, praská a nechává prostor, takže přirozeně blok země sklouzne dolů do prostoru (graben). Část, která nesklouzla dolů, horst, je nyní výše. Protože se země již horkou skvrnou nafoukla směrem nahoru, není nutné, aby se horst posunul nahoru, ale pro graben je snadné sklouznout dolů. Tento proces probíhá v desítkách tisíc drobných kroků, z nichž každý vytvoří malou trhlinu, jejíž součet roztáhne zemi na mnoho kilometrů.
Zlomy mezi horstem a grabenem jsou normální zlomy, normální proto, že je „normální“, aby graben pod vlivem gravitace padal dolů. Plochy zlomů jsou zakřivené, takže bloky grabenů se při poklesu otáčejí a zachycují malé pánve, v nichž se mezi blokem sestupného zlomu a stěnou za zlomem vytvářejí jezera. Mnohá z těchto jezer jsou velmi hluboká a podle moderních riftových jezer mohou být extrémně slaná nebo zásaditá. Na dně jezer se hromadí černé, na organické látky bohaté jíly, protože v hluboké vodě není cirkulace ani kyslík.

Typicky se tvoří velké množství horstů a grabenů všech velikostí. Okraje hlavních horstů hraničících s osovým grabenem jsou kontinentální terasy (nazývané také zóny kloubů). Uvnitř hlavních axiálních grabenů jsou četné menší horsty a graben.
Typické jsou také menší poloviční graben (normální zlom pouze na jedné straně), které se tvoří v délce několika set kilometrů na obě strany od axiálního graben nebo axiálního riftu (tyto termíny jsou zaměnitelné).
Zpočátku je dno axiálního údolí subareální, tj. nad vodou (s výjimkou jezer), ale jak axiální graben klesá, vniká do něj moře a vytváří úzkou mořskou pánev (čímž se stává podmořskou). Moderním příkladem riftu v této fázi je Rudé moře.
Hornaté hornatiny, které ohraničují riftová údolí, jsou tvořeny felsickými vyvřelými kontinentálními horninami (žulami), které rychle erodují na hrubé arkosické (na živce bohaté) sedimenty. Většina sedimentů se usazuje v krátkých systémech, kde se prostředí rychle mění ze suchozemského na hlubokomořské. Všude kolem okrajů pánve, na bázi zlomů, se sedimenty hromadí ve strmých aluviálních vějířích, které se rychle mění na splétané řeky a poté se vyvrhují do podmořských vějířů. Střed pánve je často hluboký a anoxický a ukládají se zde tenkovrstevné černé jíly a prachovce. Během této fáze se mohou nahromadit tisíce metrů sedimentů.
V této fázi je velmi častá igetická činnost, sedimenty se mohou prolínat s vulkanity a lávovými proudy, někdy mofickými, jindy felsickými. Vulkanity mohou být pyroklastické (vyvržené z vybuchujících sopek) nebo klidnější proudy. Tyto proudy se však mohou hromadit v tloušťce tisíců metrů. Neobvyklé nejsou ani polštářové bazalty, které vznikají zpod vody.
Během geologicky krátké doby (~ 10 milionů let) jsou horniny erodovány a graben vyplněn sedimenty. Jak se dřívější velký reliéf (výškový rozdíl) zmenšuje, topografie se vyhlazuje a oblast začíná pokrývat oceán.
Raný divergentní okraj

Během aktivního riftingu se kontinentální kůra zahřátá plášťovým plátem roztahuje jako natažený taffy (nebo silly putty) a ztenčuje se, zatímco křehké svrchní vrstvy se lámou a zakřivují a vytvářejí axiální rift. Celá věc je udržována teplem z plužiny a nashromážděné mafické magma je mnohem blíže povrchu, což usnadňuje jeho erupci. To je velmi nestabilní situace (celý systém by se rychle zhroutil, kdyby bylo teplo odstraněno) a pokračující procesy ji jen činí stále nestabilnější.
V důsledku toho krátce poté, co moře zaplaví axiální rift, začíná podél jedné strany axiálního riftu velký nárůst mafické vulkanické aktivity. Magma je nejprve vtlačováno do granitové kontinentální kůry v podobě nepočetných bazaltických diků. Vzniká tolik dik, že je těžké rozhodnout, jaké byly původní horniny. Tato směs žuly a injektovaného čediče je přechodnou kůrou, protože je přechodem mezi kontinentální a oceánskou kůrou (viz obrázek výše). Je to počátek konečného rozdělení původního jediného kontinentu na dva a vzniku nové oceánské pánve.

Při pokračující vulkanické činnosti se při oddělování obou nových divergentních kontinentálních okrajů rozšiřuje mezera mezi nimi a začíná vznik oceánské litosféry. Příval za přívalem magmatu stoupá z nově vznikající konvekční buňky a vstřikuje se do otevírající se mezery. Protože tato nová vyvřelá hornina má mafické složení (čedič u povrchu a gabro v hloubce) a vysokou hustotu, „plave“ na podkladovém plášti pod hladinou moře. Vzniká tak nová oceánská litosféra, nazývaná ophiolitová suita. Při průměrné rychlosti riftingu asi 5 cm/rok mohou být dva nové divergentní kontinentální okraje za 20 milionů let od sebe vzdáleny tisíc kilometrů.
Při riftingu nedochází k rozdělení axiálního riftu na dvě části. Iniciace oceánské kůry probíhá na jedné nebo druhé straně axiálního riftu. Jeden kontinent si zachovává axiální graben a druhý jej ztrácí. Výsledkem je asymetrie nových kontinentálních okrajů. Okraj s axiálním riftem má tendenci postupně přecházet na oceánskou kůru a přecházet přes axiální rift s jeho menšími horsty a grabenem. Kontinent bez axiálního grabenů prudce klesá k oceánské kůře. Náš model sleduje stranu axiálního grabenu na západě (vlevo).
Teplo a magma vystupující na povrch z konvekční buňky zůstává soustředěno v místě riftingu v centru nové oceánské pánve. Jak se oceánská pánev rozšiřuje, nově vzniklé kontinentální okraje se vzdalují od zdroje tepla a ochlazují se. Chladná kůra je hustší než teplá a kontinentální terasa brzy klesne pod hladinu moře. V těchto raných fázích dochází k nejrychlejšímu ochlazování a klesání.
V době, kdy je tvorba oceánské kůry v plném proudu, jsou axiální a laterální graben téměř zaplněny sedimenty. Jak nový kontinentální okraj klesá, relativní hladina moře stoupá a pobřežní linie začíná transgredovat nebo migrovat napříč kontinentálním okrajem. Přesahující moře rozprostírá vrstvu čistého křemenného písku jako plážový nános pokrývající celou oblast. Křemenný písek je prvním jasným důkazem v horninovém záznamu, že kontinentální terasa klesla pod hladinu moře a stabilizuje se.
Při transgresi moře se moře prohlubuje a pláž ustupuje příbřežnímu šelfovému prostředí, které pak přechází v hluboké šelfové prostředí. Toto usazování vytváří rychle se směrem k moři zpevňující klín usazenin divergentního kontinentálního okraje (DCM) s šelfem, svahem a vyvýšeninou (viz příčný řez nahoře).
Úplný divergentní okraj

Sedání v důsledku tepelného rozpadu (ztráta tepla z kůry a následné zvýšení hustoty) je zpočátku rychlé, ale s časem exponenciálně klesá. Divergentním kontinentálním okrajům trvá přibližně 120 milionů let, než dosáhnou stability (izostatické rovnováhy). Po celou tuto dobu dochází k hromadění sedimentů, které jsou nejhustší směrem k oceánu, kde je sedimentace největší, a řídnou směrem ke kontinentu. Nakonec vzniká sedimentační klín, jehož maximální tloušťka je 17 km. Na řezu si všimněte, že sopka, která se ve fázi horké skvrny nacházela nad hladinou moře, je nyní velmi hluboko v zemi.
Sedimenty usazené na divergentním kontinentálním okraji zůstávají většinou mělkovodní mořské, protože pokles a usazování probíhá přibližně stejnou rychlostí. V teplém klimatu vedle stabilního kráteru to mohou být převážně karbonáty (vápence a dolomity), jinak jsou to pískovce a břidlice. Pokud se kontinentální okraj stabilizuje dříve, než dojde k něčemu dalšímu, sedimenty se prostě dál hromadí, ale nyní se budují (postupují) po oceánském dně.
Tato závěrečná fáze riftingu bude pokračovat donekonečna, nebo dokud nedojde k nějaké jiné tektonické události, která zničí klidný divergentní okraj.
Přejít na modely stavby pohoří
Zpět na úvodní stránku
Pokračovat na Popisný záznam geologie Virginie
Pokračovat na jednostránkovou historii, dvoustránkovou historii, šestnáctistránkovou historii.