Geologiczne modele ryftów

Przejdź bezpośrednio do modelu Wprowadzenie do modeli ryftów
W ciągu ostatnich 600 milionów lat wschodnie wybrzeże Ameryki Północnej doświadczyło dwóch ryftów, czyli otwarcia dwóch basenów oceanicznych: Proto-Atlantyckiego (etap C) i Atlantyckiego (etap L). Wcześniej miały miejsce prawdopodobnie inne wydarzenia związane z ryftowaniem. Wirginia i region Środkowego Atlantyku ma dobry zapis tych ryftów, nawet jeśli są one fragmentaryczne i czasem zamaskowane przez późniejsze wydarzenia.
Odkrywanie i rozwikływanie głównych wydarzeń geologicznych wymaga posiadania teoretycznego modelu tego, jak te wydarzenia zachodzą, oraz rodzajów skał i struktur, które generują, dzięki czemu będziemy rozpoznawać dowody na to, co jest, kiedy je widzimy, nawet jeśli są fragmentaryczne i zamaskowane. Współczesne modele zjawisk ryftowych oparte są na szerokiej gamie informacji, od geofizycznych, przez dowody współczesnych zdarzeń, po dowody zdarzeń starożytnych. Modele te określają nie tylko sekwencję wydarzeń i ich czas, ale także mówią nam dokładnie, jakie dowody są potrzebne do zidentyfikowania starożytnego wydarzenia riftingowego.
Dobrze jest, oczywiście, mieć jak najwięcej dowodów, ale czasami, jeśli masz tylko trochę właściwych dowodów, które jednoznacznie pasują do modelu teoretycznego, starożytne wydarzenie może być rozpoznane za to, czym jest, i zrekonstruowane. Co więcej, model teoretyczny mówi ci, jakich dalszych dowodów należy szukać i gdzie, aby wzmocnić interpretację.
Czasami mamy pomysł, że naukowcy po prostu wychodzą zbierając dowody najlepiej jak potrafią, a następnie próbują nadać im sens, najlepiej jak potrafią. To nigdy nie jest przypadek. Naukowcy zawsze mają całkiem dobry pomysł, czego szukają, kiedy zbierają dane, ponieważ mają teorię (model), która mówi im, czego mają szukać. A jeśli znajdą dowody, które nie pasują do ich teorii, to istnieje duże prawdopodobieństwo, że ich teoria jest błędna i należy opracować nową.
Najważniejsze jest to, że nie ma czegoś takiego jak bezstronna obserwacja. Zawsze wiemy, co chcemy i mamy nadzieję znaleźć w świecie przyrody, choć możemy być zszokowani lub mile zaskoczeni, aby znaleźć coś innego.
Można przeczytać geologiczną historię Wirginii (wersja 16-stronicowa) bez znajomości modeli, które mamy do wyjaśnienia i nadania im sensu, ale historia jest o wiele bardziej znacząca, jeśli wiesz, że modele istnieją i co mówią. Ważne jest jednak, by pamiętać, że model jest tylko modelem, syntezą, średnią, ideałem. Świat przyrody rzadko idealnie pasuje do modelu i musimy być gotowi do pracy z pewną ilością odchyleń od modelu.

Płyty płaszczowe i gorące punkty
Rozchodząca się granica płyt, gdzie dwie płyty litosferyczne rozdzielają się tworząc basen oceaniczny, nie istnieje naturalnie. Powstaje w wyniku procesu ryftowania (etapy B i C). W pełni rozwinięte rozbieżne granice płyt zawsze znajdują się w obrębie basenów oceanicznych i generują je. W miarę rozchodzenia się płyt magma maficzna wypływa z płaszcza poniżej do szczeliny lub ryftu, który otwiera się tworząc nową litosferę oceaniczną, pakiet ophiolitów. W tym modelu ryftu nie interesują nas procesy zachodzące wzdłuż w pełni rozwiniętego oceanicznego marginesu dywergencyjnego. Zamiast tego przyglądamy się temu, jak rozbieżne granice powstają podczas ryftowania kontynentu.
Rozbieżna granica płyt zaczyna się gdzieś wewnątrz płyty, z dala od jej krawędzi. Płyta może być blokiem krateru kontynentalnego, lub częścią basenu oceanicznego (przekrój poprzeczny). Kiedy ryftowanie jest zakończone, powstaje nowa rozbieżna granica płyt i nowy basen oceaniczny. Dawna pojedyncza płyta (lub kontynent) zostaje podzielona na dwie płyty (lub kontynenty).
Rifting jest inicjowany przez pióropusze magmy unoszące się z głębi płaszcza w kierunku powierzchni. Piony są losowo rozmieszczone na Ziemi; większość powstaje pod kontynentem lub basenem oceanicznym, ale niektóre mogą istnieć na granicach płyt. Gdy pióropusz unosi się ku powierzchni, ogrzewa leżącą nad nim litosferę, czyli sztywną zewnętrzną powłokę Ziemi, powodując jej pęcznienie w górę, tworząc gorący punkt. Powszechnie magma dociera na powierzchnię i powoduje powstawanie wulkanów w gorącym punkcie. Przekrój powyżej pokazuje zarówno kontynentalny jak i oceaniczny gorący punkt.
Płyny powodujące gorące punkty są nieruchome w płaszczu; w przeciwieństwie do leżących nad nimi płyt, które przesuwają się w sposób ciągły, pióropusze nie poruszają się. Dlatego też, gdy płyta przesuwa się przez gorącą plamę, aktywność tektoniczna i wulkaniczna na powierzchni wciąż się zmienia. Ostatecznie może powstać długi ciąg wulkanów. The Hawajski wyspa być przykład oceaniczny gorący punkt, i Yellowstone Park kontynentalny gorący punkt.
There być wiele antyczny i nowożytny przykład gorący punkt. Większość z nich jest odizolowana i przechodzi przez całą swoją historię bez zainicjowania procesu ryftowania. Czasami jednak, kilka gorących punktów łączy się i rozpoczyna łańcuch procesów, których wynikiem jest powstanie ryftu, nowego basenu oceanicznego i nowej rozchodzącej się granicy płyt. Procesy odpowiedzialne za to są opisane poniżej w kolejnych czterech etapach.

Hot Spot i Thermal Doming
Kiedy pióropusz płaszcza dociera do podstawy kontynentalnej litosfery, rozprzestrzenia się tworząc staw magmowy (patrz przekrój powyżej). Zalegająca litosfera nagrzewa się i pęcznieje tworząc gorący punkt, o średnicy około 1000 km i wysokości 3 do 4 km nad poziomem morza. Mapa po prawej stronie pokazuje obszarowy (lotniczy) widok dwóch gorących plam z potrójnymi węzłami.
Kopuła gorącej plamy pęcznieje, a jej górna powierzchnia rozciąga się aż do pęknięcia kruchej skorupy (uskoków) wzdłuż serii trzech dolin ryftowych promieniujących od centrum gorącej plamy. Te 3 doliny ryftowe stanowią potrójne skrzyżowanie. Idealnie trzy doliny ryftowe promieniują od centrum gorącej plamy pod kątem 120o, ale często potrójne skrzyżowanie nie jest symetryczne i ramiona mogą rozchodzić się pod dziwnymi kątami.
Ciepło z pióropusza płaszcza powoduje dużą aktywność wulkaniczną, ale jest ona dwojakiego rodzaju. Rury magmy mafickiej (bazalt i gabro) z pióropusza pracują na drodze przez litosferę, ostatecznie tworząc wulkany na powierzchni. Jednak ciepło z pióropusza ogrzewa również podstawę kontynentu, powodując, że jego części topią się tworząc magmę felsową (granit i ryolit), która również może dotrzeć na powierzchnię i uformować wulkany. Takie jednoczesne występowanie magmy mafickiej i felsowej jest niezwykłe i nazywane jest asocjacją bimodalną, ponieważ dwa wyraźnie różne typy magmy występują mniej więcej jednocześnie. Poniższy przekrój jest powiększeniem linii przekroju A-B na mapie po prawej stronie i przedstawia spuchniętą fazę gorącej plamy z wulkanem mafickim (bazaltowym) i batolitami felsytycznymi (granitowymi). Zaobserwuj także uskoki przy powierzchni oraz wczesne horsty i graby.

Odizolowany hot spot może przejść przez wszystkie te procesy, … a następnie po prostu umrzeć. Pióropusz płaszcza rozprasza się, kontynent ochładza się i ponownie zapada, aktywność wulkaniczna ustaje, a osady wypełniają doliny ryftowe. Na końcu nic nie byłoby widoczne na powierzchni, aby wskazać, że ryfty i wulkany leżą zakopane pod powierzchnią.
W innych sytuacjach, jednak, gdy kilka gorących punktów są ściśle związane, mogą one połączyć się w celu utworzenia bardzo długiej doliny ryftowej. Na przykład, powyższa mapa pokazuje dwa potrójne węzły, które mają się połączyć. Jeśli warunki będą odpowiednie, mogą one zapoczątkować tworzenie się nowych rozbieżnych granic płyt i basenu oceanicznego (omówionego poniżej).
Gdy potrójne węzły łączą się, tylko dwa z trzech ramion każdego potrójnego węzła łączą się z sąsiednimi gorącymi punktami. Trzecie ramię staje się nieaktywne i dlatego nazywane jest ramieniem nieudanym (lub aulakogenem) (kolor niebieski na mapie powyżej). Po zakończeniu ryftu i utworzeniu się nowego basenu oceanicznego, aulakogeny istnieją jak szczelina wcinająca się w kontynent niemal pod kątem prostym od krawędzi. Znanych jest wiele starożytnych aulakogenów, choć większość z nich została już wypełniona osadami i nie można ich obserwować na powierzchni. Są one dobrym dowodem na to, że kiedyś istniało gorące miejsce. Osady i wulkany wypełniające aulakogen są podobne do procesów zachodzących w aktywnych ryftach.

Zakładanie dolin ryftowych i inwazja morska
Zakładanie to zapadanie się części powierzchni Ziemi w dół w celu utworzenia depresji. Ryfty osiowe są usypiskami o średnicy zazwyczaj kilkudziesięciu kilometrów, z wysokością od dna ryftu do grzbietów górskich po obu stronach wynoszącą nawet 4-5 km.

Strukturalnie, doliny ryftowe są blokami uskokowymi (doliny powstałe, gdy blok ziemi zapada się), ograniczonymi górami typu horst po obu stronach (horsty są blokami ziemi, które poruszają się w górę w stosunku do graenu). Jeśli pomyślimy o mechanice gorącego punktu, ziemia puchnie w górę, powodując jej rozciągnięcie lub rozciągnięcie w poprzek góry. Gdy ziemia się rozciąga, pęka i pozostawia przestrzeń, więc naturalnie blok ziemi zsuwa się w dół do tej przestrzeni (graben). Część, która nie zsuwa się w dół, horst, jest teraz wyżej. Ponieważ ziemia już spuchła w górę wraz z gorącym punktem, nie jest konieczne, aby horst poruszał się w górę, ale łatwo jest, aby graben zsunął się w dół. Proces ten zachodzi w dziesiątkach tysięcy maleńkich kroczków, z których każdy tworzy małe pęknięcie, którego suma rozciąga ziemię na wiele kilometrów.
Uskok pomiędzy horstami i grabenami to normalny uskok, normalny, ponieważ „normalne” jest, że graben opada w dół pod wpływem grawitacji. Powierzchnie uskoków są zakrzywione tak, że bloki grabenowe obracają się podczas osuwania, tworząc małe baseny, w których tworzą się jeziora pomiędzy blokiem uskokowym a ścianą za uskokiem. Wiele z tych jezior jest bardzo głębokich i, na podstawie współczesnych jezior ryftowych, mogą być bardzo słone lub alkaliczne. Na dnie jezior gromadzą się czarne, bogate w substancje organiczne gliny, ponieważ w głębokich wodach nie ma cyrkulacji ani tlenu.
Typowo tworzy się duża liczba różnej wielkości horstów i grabenów. Krawędzie głównych horstów graniczących z grabenem osiowym to tarasy kontynentalne (zwane też strefami zawiasowymi). Wewnątrz głównego grabenu osiowego znajdują się liczne mniejsze horsty i grabeny.
Typowe jest również powstawanie mniejszych półgórnych górotworów (normalny uskok tylko z jednej strony) na przestrzeni kilkuset kilometrów po obu stronach osiowego górotworu lub ryftu osiowego (terminy te można stosować zamiennie).
Początkowo dno doliny osiowej jest subarealne, czyli położone nad wodą (z wyjątkiem jezior), ale w miarę obniżania się zapadliska osiowego morze wdziera się tworząc wąski basen morski (czyniąc go podwodnym). Współczesnym przykładem ryftu w tym stadium jest Morze Czerwone.
Wyżyny górskie, które graniczą z dolinami ryftowymi składają się z felsycznych iglastych skał kontynentalnych (granitów), które ulegają szybkiej erozji do gruboziarnistych osadów arkozowych (bogatych w skalenie). Większość osadów jest zdeponowana w krótkich systemach, gdzie środowiska szybko zmieniają się od lądowych do głęboko morskich. Wokół krawędzi basenu, u podstawy uskoków, osady gromadzą się w stromych aluwiach, które szybko zmieniają się w warkoczowe rzeki, a następnie opadają w podmorskie fany. Centrum basenu jest często głębokie i beztlenowe, gdzie osadzają się cienko laminowane czarne gliny i iły. Tysiące metrów osadów może gromadzić się podczas tego etapu.

Aktywność wulkaniczna jest bardzo powszechna na tym etapie, a wulkany i strumienie lawy, czasem mafickie, czasem felsowe, mogą przeplatać się z osadami. Wulkaniczne mogą być piroklastyczne (wydmuchiwane z eksplodujących wulkanów), lub spokojniejsze przepływy. Przepływy mogą jednak gromadzić się na grubość tysięcy stóp. Pillow basalts, które tworzą się z pod wody nie są niezwykłe.
W geologicznie krótkim czasie (~ 10 milionów lat) horsty są erodowane i graben wypełnione osadami. W miarę zmniejszania się dawnej wielkiej rzeźby terenu (różnicy wysokości) topografia wygładza się, a ocean zaczyna pokrywać ten region.
Wczesny Margines Rozbieżny

Podczas aktywnego ryftu skorupa kontynentalna, podgrzana przez płaszcz, rozciąga się jak ciągnięta taffi (lub głupi kit) i rozrzedza się, podczas gdy kruche górne warstwy ulegają uskokom i tworzą ryft osiowy. Całość jest podtrzymywana przez ciepło pióropusza, a nagromadzona magma maficzna znajduje się znacznie bliżej powierzchni, co ułatwia jej erupcję. Jest to bardzo niestabilna sytuacja (cały system szybko by się zawalił, gdyby usunięto ciepło), a zachodzące procesy sprawiają, że staje się ona coraz bardziej niestabilna.
W rezultacie, krótko po tym jak morze zalewa szczelinę osiową, rozpoczyna się wielka fala aktywności wulkanicznej wzdłuż jednej strony szczeliny osiowej. Magma jest początkowo wstrzykiwana do granitowej skorupy kontynentalnej w postaci niezliczonych wałów bazaltowych. Powstaje tak wiele wałów, że trudno jest określić, co było pierwotną skałą. Ta mieszanina granitu i wtłoczonego bazaltu jest skorupą przejściową, ponieważ stanowi przejście między skorupą kontynentalną i oceaniczną (patrz rysunek powyżej). Jest to początek ostatecznego rozszczepienia pierwotnego pojedynczego kontynentu na dwa i powstania nowego basenu oceanicznego.
Jak aktywność wulkaniczna trwa, luka między dwoma nowymi, rozbieżnymi brzegami kontynentalnymi rozszerza się w miarę ich rozdzielania, a formowanie litosfery oceanicznej rozpoczyna się. Fala za falą magmy wznosi się z nowo tworzącej się komórki konwekcyjnej i wstrzykuje się do otwierającej się szczeliny. Ponieważ te nowe skały magmowe mają skład maficzny (bazalt przy powierzchni i gabro na głębokości) i dużą gęstość, „unoszą się” na płaszczu leżącym poniżej poziomu morza. W ten sposób powstaje nowa litosfera oceaniczna, zwana pakietem ophiolitów. Przy średnim tempie ryftu wynoszącym około 5 cm/rok dwa nowe rozbieżne brzegi kontynentalne mogą być oddalone od siebie o tysiąc kilometrów w ciągu 20 mln lat.

W procesie ryftu osiowego nie dochodzi do podziału na dwie części. Inicjacja skorupy oceanicznej ma miejsce po jednej lub drugiej stronie ryftu osiowego. Jeden kontynent zachowuje graben osiowy, a drugi go traci. Wynikiem tego jest asymetria nowych marginesów kontynentalnych. Margines z ryftem osiowym ma tendencję do stopniowego przechodzenia w skorupę oceaniczną, przeskakując przez ryft osiowy z jego drobnymi horstami i grabenami. Kontynent bez osiowego grabenu opada gwałtownie do skorupy oceanicznej. Nasz model śledzi stronę osiowego grabenu na zachodzie (po lewej).
Ciepło i magma wydostające się na powierzchnię z komórki konwekcyjnej pozostają skoncentrowane w miejscu ryftu w centrum nowego basenu oceanicznego. W miarę poszerzania się basenu oceanicznego nowo powstałe brzegi kontynentalne oddalają się od źródła ciepła i ochładzają się. Chłodna skorupa jest gęstsza od ciepłej i wkrótce taras kontynentalny obniża się poniżej poziomu morza. Te wczesne etapy to czas najbardziej gwałtownego ochłodzenia i opadania.
Do czasu uformowania się skorupy oceanicznej graben osiowy i boczny są prawie wypełnione osadami. Gdy nowy margines kontynentalny obniża się, względny poziom morza wzrasta, a linia brzegowa zaczyna ulegać transgresji lub migracji w poprzek marginesu kontynentalnego. Transgresja morza rozprzestrzenia warstwę czystego piasku kwarcowego jako depozyt plaży pokrywającej cały region. Piasek kwarcowy jest pierwszym wyraźnym dowodem w zapisie skalnym, że taras kontynentalny obniżył się poniżej poziomu morza i stabilizuje się.
As the sea transgresses the sea gets deeper and the beach gives way to a nearshore shelf environment, that then becomes a deep shelf environment. Depozycja ta tworzy szybko pogrubiający się w kierunku morza klin osadów rozbieżnego marginesu kontynentalnego (DCM) z szelfem, zboczem i wzniesieniem (patrz przekrój poprzeczny powyżej).
Pełny rozbieżny margines

Subwencja spowodowana rozpadem termicznym (utrata ciepła ze skorupy i wynikający z tego wzrost gęstości) jest początkowo szybka, ale z czasem maleje wykładniczo. Rozbieżne brzegi kontynentalne potrzebują około 120 milionów lat, by osiągnąć stabilność (równowagę izostatyczną). Przez cały ten czas osad nadal się gromadzi, najgrubszy w kierunku oceanu, gdzie osiadanie jest największe, i cieńszy w kierunku kontynentu. W końcu powstaje klin sedymentacyjny, którego maksymalna grubość wynosi 17 km. Zauważ na przekroju wulkan, który w fazie gorącego punktu znajdował się nad poziomem morza, jest teraz bardzo głęboko w ziemi.
Osady zdeponowane na rozchodzącym się marginesie kontynentalnym pozostają w większości płytkowodnymi morskimi, ponieważ opadanie i osadzanie przebiega mniej więcej w tym samym tempie. W ciepłym klimacie obok stabilnego krateru mogą to być głównie węglany (wapienie i dolomity), w przeciwnym razie są to piaskowce i łupki. Jeśli margines kontynentalny ustabilizuje się, zanim wydarzy się coś innego, osady po prostu nadal się gromadzą, ale teraz wypiętrzają się (progrades) nad dnem oceanu.
Ten ostatni etap ryftu będzie trwał w nieskończoność, lub do czasu, gdy jakieś inne zdarzenie tektoniczne zniszczy spokojny rozbieżny margines.
Przejdź do Mountain Building Models
Wróć do Strony Głównej
Kontynuuj do A Descriptive Record of Virginia Geology
Kontynuuj do One Page History, Two Page History, 16 Page History