Modele de rifturi geologice

Mergeți direct la model Introducere în modelele de rifturi
În ultimii 600 de milioane de ani, coasta estică a Americii de Nord a cunoscut două evenimente de rifturi, adică deschiderea a două bazine oceanice: Proto-Atlanticul (etapa C) și Atlanticul (etapa L). Înainte de aceasta au existat probabil și alte evenimente de rifting. Virginia și regiunea Mid-Atlantic au o bună evidență a acestor rifturi, chiar dacă acestea sunt fragmentare și uneori mascate de evenimente ulterioare.
Descoperirea și deslușirea evenimentelor geologice majore necesită existența unui model teoretic al modului în care se produc aceste evenimente și al tipurilor de roci și structuri pe care le generează, astfel încât să recunoaștem dovezile pentru ceea ce sunt atunci când le vedem, chiar dacă sunt fragmentare și mascate. Modelele moderne ale evenimentelor de rifting se bazează pe o mare diversitate de informații, de la cele geofizice, la dovezi ale evenimentelor moderne și dovezi ale evenimentelor antice. Aceste modele specifică nu numai secvența evenimentelor și calendarul acestora, ci ne spun și ce dovezi exacte sunt necesare pentru a identifica un eveniment de rifting antic.
Este bine, bineînțeles, să avem cât mai multe dovezi, dar uneori, dacă avem doar o mică parte din dovezile potrivite care se potrivesc fără echivoc în modelul teoretic, evenimentul antic poate fi recunoscut pentru ceea ce este și reconstruit. Mai mult decât atât, modelul teoretic îți spune ce dovezi suplimentare să cauți și unde să cauți, pentru a susține interpretarea.
Câteodată avem ideea că oamenii de știință pur și simplu merg să adune dovezi cât pot de bine, iar apoi încearcă să le dea un sens, cât pot de bine. Acest lucru nu este niciodată cazul. Oamenii de știință au întotdeauna o idee destul de bună despre ceea ce caută atunci când adună date, deoarece au o teorie (un model) care le spune ce să caute. Iar dacă găsesc dovezi care nu se potrivesc cu teoria lor, atunci există o mare probabilitate ca teoria lor să fie greșită, iar o nouă teorie trebuie să fie elaborată.
În concluzie, nu există observație nepărtinitoare. Întotdeauna știm ce vrem și ce sperăm să găsim în lumea naturală, deși putem fi șocați sau plăcut surprinși să găsim ceva diferit.
Este posibil să citim istoria geologică a Virginiei (versiunea de 16 pagini) fără să cunoaștem modelele pe care le avem pentru a le explica și a le da sens, dar istoria este mult mai semnificativă dacă știm că modelele există și ce spun ele. Este important de reținut, totuși, că un model este doar un model, o sinteză, o medie, un ideal. Lumea naturală rareori se potrivește perfect cu un model și trebuie să fim pregătiți să lucrăm cu o anumită cantitate de divergență față de model.

Plumele mantalei și punctele fierbinți
O limită de placă divergentă, în care două plăci litosferice se separă pentru a crea un bazin oceanic, nu există în mod natural. Ea este creată de un proces de rifting (etapele B și C). Atunci când sunt complet dezvoltate, limitele plăcilor divergente sunt întotdeauna situate în interiorul și generează bazine oceanice. Pe măsură ce plăcile se despart, magma mafică se prelinge din mantaua de dedesubt în fisura sau riftul care se deschide pentru a forma o nouă litosferă oceanică, suita de ofiolite. În acest model de rifting nu ne interesează procesele care au loc de-a lungul unei margini divergente oceanice complet dezvoltate. În schimb, ne uităm la modul în care marginile divergente sunt create pentru prima dată în timpul riftării unui continent.
O limită divergentă a plăcilor începe undeva în interiorul unei plăci, departe de margini. Placa poate fi un bloc de craton continental, sau o parte a unui bazin oceanic (secțiune transversală). Când riftul este complet, s-a creat o nouă limită divergentă a plăcii și un nou bazin oceanic. Fosta placă unică (sau continent) este împărțită în două plăci (sau continente).
Riftingul este inițiat de plumele de magmă care se ridică din adâncurile mantalei spre suprafață. Plumele sunt distribuite aleatoriu pe Pământ; cele mai multe iau naștere sub un continent sau un bazin oceanic, dar unele pot exista la granițele plăcilor. Pe măsură ce pluma se ridică spre suprafață, încălzește litosfera suprapusă, sau învelișul exterior rigid al Pământului, făcându-l să se umfle în sus pentru a crea un punct fierbinte. De obicei, magma ajunge la suprafață pentru a provoca vulcani în punctul fierbinte. Secțiunea transversală de mai sus arată atât un punct fierbinte continental, cât și unul oceanic.
Plantele care cauzează punctele fierbinți sunt staționare în mantaua; spre deosebire de plăcile suprapuse care se deplasează continuu, panelele nu se mișcă. Prin urmare, pe măsură ce o placă se deplasează peste un punct fierbinte, activitatea tectonică și vulcanică de la suprafață continuă să se deplaseze. În cele din urmă, se poate forma un șir lung de vulcani. Insulele Hawaii sunt un exemplu de punct fierbinte oceanic, iar Parcul Yellowstone un punct fierbinte continental.
Există multe exemple vechi și moderne de puncte fierbinți. Cele mai multe sunt izolate și traversează întreaga lor istorie fără să inițieze un eveniment de rifting. Uneori, însă, mai multe puncte fierbinți se unesc și încep un lanț de procese care au ca rezultat un rifting, un nou bazin oceanic și o nouă graniță de plăci divergente. Procesele responsabile de acest lucru sunt descrise mai jos, în următoarele patru etape.

Hot Spot and Thermal Doming
Când o coloană de mantaua ajunge la baza litosferei continentale, aceasta se răspândește creând un bazin de magmă (vezi secțiunea transversală de mai sus). Litosfera suprapusă se încălzește și se umflă în sus pentru a forma punctul fierbinte, cu un diametru de aproximativ 1000 km și cu o înălțime de 3 până la 4 km deasupra nivelului mării. Harta din dreapta dreapta arată o vedere areală (din avion) a două puncte fierbinți cu joncțiuni triple.
Cum domul punctului fierbinte se umflă, suprafața sa superioară se întinde până când crusta fragilă se fisurează (falii) de-a lungul unei serii de trei văi de rift care radiază din centrul punctului fierbinte. Aceste 3 văi de rift reprezintă o joncțiune triplă. În mod ideal, cele trei văi de rift radiază de la centrul punctului fierbinte la 120o, dar adesea joncțiunea triplă nu este simetrică și brațele pot diverge la unghiuri ciudate.
Căldura din pluma mantalei provoacă o mulțime de activitate vulcanică, dar aceasta este de două feluri. Conductele de magmă mafică (bazalt și gabbro) din pluma de baltă își croiesc drum prin litosferă, formând în cele din urmă vulcani la suprafață. Dar căldura din penaj încălzește și baza continentului, determinând topirea unor porțiuni din acesta pentru a forma magmă felsică (granit și riolit), care poate ajunge, de asemenea, la suprafață pentru a forma vulcani. Această apariție simultană atât a magmei mafice, cât și a magmei felsice este neobișnuită și se numește asociație bimodală, deoarece două tipuri de magmă sensibil diferite emană mai mult sau mai puțin simultan. Secțiunea transversală de mai jos este o mărire de-a lungul liniei de secțiune transversală A-B de pe harta din dreapta și arată stadiul de punct fierbinte umflat, cu un vulcan mafic (bazaltic) și batholite felsice (granitice). De asemenea, observați faliile din apropierea suprafeței și horsturile și grabenurile timpurii.

Un punct fierbinte izolat poate trece prin toate aceste procese, … … și apoi să moară pur și simplu. Pluma mantalei se disipează, continentul se răcește și se scufundă din nou, activitatea vulcanică încetează, iar sedimentele se umplu în văile rifturilor. La sfârșit, nimic nu ar fi vizibil la suprafață pentru a indica faptul că rifturile și vulcanii se află îngropate sub suprafață.
În alte situații, totuși, când mai multe puncte fierbinți sunt strâns asociate, ele se pot uni pentru a forma o vale de rift foarte lungă. De exemplu, harta de mai sus arată două joncțiuni triple pregătite să se unească. Dacă condițiile sunt potrivite, acestea pot iniția apoi formarea unor noi granițe de plăci divergente și a unui bazin oceanic (discutat mai jos).

Când joncțiunile triple se unesc, doar două din cele trei brațe ale fiecărei joncțiuni triple se conectează cu punctele fierbinți adiacente. Al treilea braț devine inactiv și este, prin urmare, numit braț eșuat (sau aulacogen) (albastru pe harta de mai sus). După ce riftingul este complet și se formează un nou bazin oceanic, aulacogenele există ca o tăietură care taie continentul aproape în unghi drept de la margine. Se cunosc multe aulacogeni vechi, deși majoritatea s-au umplut acum cu sedimente și nu sunt observabile la suprafață. Ele reprezintă o bună dovadă că a existat cândva un punct fierbinte. Sedimentele și vulcanii care umplu un aulacogen sunt similare proceselor care operează în rifturile active.
Fondarea văii Riftului și invazia marină
Fondarea este prăbușirea unei porțiuni din suprafața pământului în jos pentru a forma o depresiune. Rifturile axiale sunt fundări cu un diametru de obicei de zeci de kilometri, cu înălțimi de la fundul riftului până la crestele munților de o parte și de alta de până la 4-5 km.

Structural, văile rifturilor sunt grabenuri de tip block-fault (văi create atunci când un bloc de pământ se scufundă), mărginite de munți horst de o parte și de alta (horsturile sunt blocuri de pământ care se deplasează în sus în raport cu grabenul.) Dacă ne gândim la mecanica unui punct fierbinte, pământul se umflă în sus, ceea ce face ca acesta să se întindă sau să se depărteze în partea superioară. Pe măsură ce pământul se depărtează, se fisurează și lasă spațiu, astfel încât, în mod natural, un bloc de pământ va aluneca în jos în acest spațiu (grabenul). Partea care nu alunecă în jos, horstul, este acum mai înaltă. Deoarece pământul s-a umflat deja în sus odată cu punctul fierbinte, nu este necesar ca horst-ul să se deplaseze în sus, dar este ușor pentru graben să alunece în jos. Acest proces are loc în zeci de mii de pași minusculi, fiecare creând o mică fisură, a cărei sumă totală întinde pământul la distanță de mulți kilometri.
Faliile dintre horst și graben sunt falii normale, normale pentru că este „normal” ca un graben să cadă în jos sub acțiunea gravitației. Suprafețele faliei sunt curbate, astfel încât blocurile de graben se rotesc pe măsură ce se prăbușesc, prinzând mici bazine în care se formează lacuri între blocul de jos al faliei și peretele din spatele faliei. Multe dintre lacuri sunt foarte adânci și, pe baza lacurilor de rift moderne, pot fi extrem de sărate sau alcaline. Pe fundul lacurilor se acumulează argile negre, bogate în substanțe organice, deoarece nu există circulație sau oxigen în apele adânci.

În mod obișnuit, se formează un număr mare de horst și grabenuri, de toate dimensiunile. Marginile marilor horsts care mărginesc grabenul axial sunt terasele continentale (numite și zone de balama). În interiorul grabenului axial major se află numeroase horsts și grabenuri mai mici.
Este, de asemenea, tipic ca jumătăți mai mici de graben (falie normală pe o singură parte) să se formeze pe o distanță de câteva sute de kilometri de o parte și de alta a grabenului axial sau a riftului axial (termenii sunt interschimbabili).
Început, fundul văii axiale este subareal, adică deasupra apei (cu excepția lacurilor), dar pe măsură ce grabenul axial se lasă, marea îl invadează, creând un bazin marin îngust (făcându-l subacvatic). Un exemplu modern de rift aflat în acest stadiu este Marea Roșie.
Munțișoarele muntoase horst care mărginesc văile rifturilor sunt compuse din roci continentale ionice felsice (granite) care se erodează rapid până la sedimente arkosice grosiere (bogate în feldspat). Majoritatea sedimentelor sunt depuse în sisteme scurte în care mediile se schimbă rapid de la terestru la marin profund. De jur împrejurul marginilor bazinului, la baza faliilor, sedimentele se acumulează în evantai aluvionari cu fețe abrupte care se transformă rapid în râuri brăzdate, iar apoi se varsă în evantai submarini. Centrul bazinului este frecvent adânc și anoxic, iar în el se depun argile și nămoluri negre subțiri laminate. Mii de metri de sedimente se pot acumula în această etapă.
Activitatea ionică este foarte frecventă în timpul acestei etape, iar substanțele vulcanice și fluxurile de lavă, uneori mafice, alteori felsice, se pot intercala cu sedimentele. Vulcanicele pot fi piroclastice (aruncate în aer de vulcani care explodează), sau curgeri mai liniștite. Cu toate acestea, curgerile pot acumula mii de metri grosime. Nu sunt neobișnuite bazaltele pernă care se formează de sub apă.
Într-un timp geologic scurt (~ 10 milioane de ani), horsturile sunt erodate și grabenul se umple cu sedimente. Pe măsură ce fostul relief mare (diferența de altitudine) se diminuează, topografia se netezește, iar oceanul începe să acopere regiunea.
Margine divergentă timpurie

În timpul riftului activ, crusta continentală, încălzită de pana mantalei, se întinde ca o caramelă trasă (sau silly putty) și se subțiază, în timp ce straturile superioare fragile se faliază și se scufundă pentru a forma riftul axial. Totul este ținut în sus de căldura plumei, iar magma mafică înmagazinată este mult mai aproape de suprafață, ceea ce face ca erupția să fie mai ușoară. Aceasta este o situație foarte instabilă (întregul sistem s-ar prăbuși rapid dacă căldura ar fi îndepărtată), iar procesele continue nu fac decât să o facă din ce în ce mai instabilă.

Ca urmare, la scurt timp după ce marea inundă riftul axial, un mare val de activitate vulcanică mafică începe de-a lungul unei laturi a riftului axial. Magma este la început injectată în crusta continentală granitică sub forma unor nenumărați dik-uri bazaltice. Se formează atât de multe dik-uri încât este greu de decis care au fost rocile inițiale. Acest amestec de granit și bazalt injectat este crusta de tranziție, deoarece este de tranziție între crusta continentală și cea oceanică (vezi desenul de mai sus). Acesta este începutul despărțirii finale a continentului unic original în două și formarea unui nou bazin oceanic.
Pe măsură ce activitatea vulcanică continuă, spațiul dintre cele două noi margini continentale divergente se lărgește pe măsură ce acestea se separă, iar formarea litosferei oceanice începe. Valuri după valuri de magmă se ridică dintr-o celulă de convecție nou formată și se injectează în spațiul care se deschide. Deoarece această nouă rocă ionoasă are o compoziție mafică (bazalt în apropierea suprafeței și gabbro la adâncime) și o densitate mare, ea „plutește” pe mantaua subiacentă sub nivelul mării. Astfel se creează noua litosferă oceanică, numită suită de ofiolite. La o rată medie de rift de aproximativ 5 cm/an, cele două noi margini continentale divergente pot fi la o mie de kilometri distanță în 20 de milioane de ani.
În procesul de rift, riftul axial nu este împărțit în două. Inițierea crustei oceanice are loc de o parte sau de alta a riftului axial. Un continent păstrează grabenul axial, iar celălalt îl pierde. Rezultatul este o asimetrie a noilor margini continentale. Marginea cu falia axială tinde să aibă o tranziție treptată la crusta oceanică, trecând peste falia axială cu horsturile și grabenurile sale minore. Continentul fără grabenul axial se prăbușește brusc spre crusta oceanică. Modelul nostru urmărește partea de graben axial dinspre vest (stânga).
Căldura și magma care urcă la suprafață din celula de convecție rămân concentrate la locul de rift în centrul noului bazin oceanic. Pe măsură ce bazinul oceanic se lărgește, marginile continentale nou formate se îndepărtează de sursa de căldură și se răcesc. Crusta rece este mai densă decât crusta caldă și, în curând, terasa continentală se prăbușește sub nivelul mării. Aceste etape timpurii sunt perioada de răcire și de subsidență cea mai rapidă.
Până în momentul în care formarea crustei oceanice este bine pusă la punct, grabenul axial și cel lateral sunt aproape pline de sedimente. Pe măsură ce noua margine continentală se subțiază nivelul relativ al mării crește, iar linia țărmului începe să transgreseze sau să migreze de-a lungul marginii continentale. Marea care se deplasează împrăștie un strat de nisip de cuarț pur ca un depozit de plajă care acoperă întreaga regiune. Nisipul cuarțos este prima dovadă clară din arhiva de roci că terasa continentală a coborât sub nivelul mării și se stabilizează.
Pe măsură ce marea avansează, marea devine mai adâncă și plaja face loc unui mediu de platformă aproape de țărm, care devine apoi un mediu de platformă adâncă. Această depunere creează o cuantă de depozite de margine continentală divergentă (DCM) care se îngroașă rapid spre mare, cu un platou, o pantă și o ridicătură (a se vedea secțiunea transversală de mai sus).
Margine divergentă completă

Subsidarea datorată degradării termice (pierderea de căldură din crustă și creșterea rezultată a densității) este rapidă la început, dar scade exponențial cu timpul. Marginile continentale divergente au nevoie de aproximativ 120 de milioane de ani pentru a ajunge la stabilitate (echilibru izostatic). Sedimentele continuă să se acumuleze în tot acest timp, fiind mai groase spre ocean, unde subsidența este cea mai mare, și se subțiază spre continent. În cele din urmă, este prezentă o pană sedimentară cu o grosime maximă de 17 kilometri. Observați în secțiunea transversală vulcanul care în stadiul de punct fierbinte se afla deasupra nivelului mării este acum foarte adânc în pământ.
Sedimentele depuse pe marginea continentală divergentă rămân în cea mai mare parte marine cu ape de mică adâncime, deoarece subsidența și depunerea continuă cam în același ritm. Într-un climat cald, lângă un craton stabil, acestea pot fi în mare parte carbonați (calcare și dolomite), altfel sunt gresii și șisturi. Dacă marja continentală se stabilizează înainte de a se întâmpla altceva, sedimentele continuă să se acumuleze, dar acum se construiesc (progradează) pe fundul oceanului.
Această etapă finală a riftului va continua la nesfârșit sau până când un alt eveniment tectonic se va intruduce pentru a distruge marja divergentă liniștită.
Mergi la Modele de construcție a munților
Întoarce-te la Pagina de start
Continuă la A Descriptive Record of Virginia Geology
Continuă la Istoria pe o pagină, Istoria pe două pagini, Istoria pe 16 pagini