Тектоносфера при різних ендогенних режимах

Усі ендогенні режими з ознаками їх проявлення можна об’єднувати в окремі групи. До таких ознак можуть належати: величина теплового потоку, конструктивність або диструктивність земної кори, швидкість поширення сейсмічних хвиль, склад магми тощо.

За величиною теплового потоку можуть бути виділені режими термічно спокійні і термічно збуджені. До перших відносяться континентальні платформені режими і режими глибоководних океанічних улоговин, де тепловий потік менше 6о мВт/м². особливо низькі теплові потоки на кристалічних щитах. До других відносяться всі інші ендогенні режими, серед яких найбільш збудженими є евгеосинклінальний режим і режим серединних океанічних хребтів, де величина теплового потоку становить, відповідно, близько 140 та 250 мВт/м².

Величина теплового потоку корелюється з пружними властивостями тектоносфери. В областях з підвищеним тепловим потоком швидкість поширення сейсмічних хвиль знижується, а в областях з пониженим потоком – збільшується.

Існують припущення, що тепловий потік залежить не стільки від сучасного ендогенного режиму, скільки від часу, який минув з останньої тектоно-магматичної активізації. Підтвердженням цього є той факт, що області докембрійського діастрофізму характеризуються самим низьким тепловим потоком, області каледонської складчастості – більш високим, зони герцинського тектоногенезу – ще більш високим, а кайнозойського – максимальним.

Інша точка зору на причини підвищеного теплового потоку в кайнозойських областях припущенні про конвективність теплових потоків, згідно з яким можна припустити, що тепловий потік проходить шлях від покрівлі астеносфери до поверхні протягом 10 – 20 млн. років. Відповідно на поверхні ми спостерігаємо тепло, яке зародилося в верхній мантії на початку неогену, тобто в неотектонічну епоху і воно відображає глибинні процеси, які були причинами кайнозойських ендогенних режимів і немає ніякого відношення до процесів, що завершилися в мезозої або раніше. В такому випадку області з докембрійськими інтенсивними ендогенними процесами сьогодні характеризуються найбільш спокійними режимами; зони проявлення палеозойських ендогенних режимів підлягали в неотектонічну епоху активізації або орогенезу менше порівняно з герцинськими і кайнозойськими.

Критерієм для класифікації ендогенних режимів може бути і показник поширення температури між верхньою мантією та корою. Проте поєднання горячої та холодної кори і мантії мобуть бути різноманітними. Мантію можна ваажати гарячою коли з неї виплавляється магма, а кору буває гарячою у випадку проявлення метаморфізму або гранітизації. Відповідно мантія і кора бувають холодними якщо в першій відсутні осередни з рідкою магмою, а в другій процеси метаморфізму та гранітизації не проявляються.

Для виплавлення базальту з верхніх шарів мантії температура в них на глибині біля 100 км повинна досягати 1400 ^оС, при виплавленні ультра основного матеріалу вона повинен на бути на декілька градусів вищою. Регіональний метаморфізм і гранітизація в корі відбуваються при температурі не більше 700 ^оС. В зв’язку з цим мантія може вважатися холодною на тій же глидині навіть при температурі 1200 ^оС і бути гарячішаю порівняно з гарячою корою в якій температура становить 700 ^оС. З зазначеного можна зробити висновок, що в областях зі спокійним режимом таких як платформи і океанічні улоговини, де не відбувається ніяких магматичних і метаморфічних процесів верхня мантія і кора холодні.

У до інверсійну стадію геосинклінального режиму кора холодна, а мантія гаряча. З мантії відбувається виплавлення основної і ультра основної магми, а в корі ніяких ознак її нагрівання не спостерігається, так як метаморфізм низьких фацій і високих тисків.

У інверсійну стадію мантія стає холоднішою, виплавлення мантійних магм припиняється, в корі відбувається регіональних метаморфізм високих температур.

Найяскравіше поєднання гарячої мантії та холодної кори проявляється при рифтогенному, тафрогенному режимах і режимі серединно-океанічних хребтів і тектоно-магматичної активізації. Більш складним це поєднання має місце при орогенному режимі для початкової стадії якого характерна нагріта мантія і холодна кора. Проте ерогенний режим, як відомо, супроводжується утворенням калієвих гранітів, що пов’язане з явищем анатексису, через що можна припускати поєднання при цьому режимі гарячої мантії і гарячої кори.

Холодний стан земної кори, який властивий доінверсійній стадії розвитку геосинкліналі, а також для платформеного, рифтового, тафрогенного режимів, режиму океанічних улоговин і серединних хребтів відображається на її деформаційних властивостях. Кора є крихкою і деформації носять брилевий характер, а також широко розвинені розривні порушення.

Нагріта кора, яка властива інверсійні стадії розвитку геосинкліналі, більш пластична, що зумовлює розвиток плікативних структур нагнітання та течіння.

Режими розрізняються також за ступенем і характером проникливості земної кори для магми та різноманітних флюїдів.

В до інверсійну стадію земна кора характеризується значною розсіяною проникливістю як відкритою, так і закритою. Це зумовлює метаморфізм порід, який супроводжується перекристалізацією, що відповідно змінює проникливість, здебільшого знижуючи її. На деякий час кора стає проникливою, але розжарення утвореного кристалічного “панцеру” виникає наскрізна зосереджена проникливість, яка зберігається і при орогенномц режимі. Дл типового платворменого режиму характерна непрониклива літосфера. При рифтовому режимі, а також режимі центральних трубок і трубок вибуху встановлюються умови локальної наскрізної зосередженої проникливості. Режими брилевої тектоно-магматичної активізації і плато базальтовий характеризуються такою д проникливістю на значних площах.

Від характеру проникливості залежить ступінь взаємодії між магмою. Яка піднімається та флюїдами, з однієї сторони, і вміщуючи ми породами – з іншої. При розжаренні холодної кори леткі компоненти легко проникають в навколишній простір, магма стає сухою і взаємодія з вміщуючи ми породами проявляється слабо. В умовах слабкої проникливості глибинні флюїди мають можливість добре взаємодіяти з вміщуючим середовищем.

Ендогенні режими можуть розділятися на конструктивні та деструктивні. В першому випадку відбувається нарощування (збільшення потужності) континентальної кори, в другому – вона стає тоншою. Прикладом можуть слугувати ерогенний (збільшення потужності) і тафрогенний (зменшення потужності) режими. ДО деструктивного типу слід також віднести і рифтогенний режим при якому потужність кори помітно скорочується в порівнянні з сусідніми областями платформ, деі рифтогенез не проявився.

Критерієм систематизації ендогенних режимів можуть бути також величини швидкостей поширення сейсмічних хвиль в консолідованій корі. При платформених режимах швидкість поширення хвиль становить 6,4 – 6,5 км/с, в ерогенних зонах – вона знижується до 6,2 – 6,3 км/с, а в тафрогенах підвищується до 6,5 – 6,8 км/с. Понижені швидкості вказують на те, що консолі дована кора складена породами відносно незначної щільності, а підвищені є ознакою більш щільного матеріалу. Тобто менш щільний матеріал кори – це здебільшого кислі гірські породи, більш щільний – основні.

Важливим критерієм класифікації ендогенних режимів є склад магми. Це індикатор глибини на якій в умовах певного режиму відбуваються активні процеси, які не тільки зумовлюють утворення магми, але й відіграють основну роль в формуванні комплексу явищ, які визначають режим. Мантійна магма здебільшого основного і ультра основного складу, а корова – кислого (анатекчні граніти). Це відповідно залежить від температурного режиму (холодна і гаряча кора та мантія). Окрім того магма ділиться ще на толеїтову, вапнисто-лужну і лужну, які також властиві певним типам ендогенних редимів. Наприклад, толеїтова – це рифтогенний, серединно-океанічних хребтів, вапнисто-лужна і лужна – зон тектоно-магматичної активізації, контрастна за складом – ерогенний режим тощо.

Усі зазначені вище критерії класифікації ендогенних режимів залежать від будови тектоносфери, яка в свою чергу визначає тип режиму і яка змінюється залежно від проявлення того чи іншого режиму.

Основним чинником, який визначає стан тектоносфери при будь якому режимі є тепловий потік.

Тепловий потік здебільшого поширюється знизу догори і захоплює глибокі шари тектоносфери раніше верхніх. У випадку коли глибинні шари зв’язані з поверхневими глибинними розломами, які забезпечують наскрізну проникливість тектоносфери, теплова енергія реалізується повністю. В такому випадку магма піднімається по догори і виливається на поверхню, активно взаємодіючи з вміщуючи ми породами, а також фізико-хімічно і механічно впливає на кору.

У випадку коли відкриті канали відсутні, процес плавлення не зупиняється в нижньому шарі, а захоплює деяку частину і верхнього. Сформовані під впливом розплавлення верхнього шару розплави та флюїди блокують піднімання магми з нижнього шару і, відповідно, це змінює тепловий режим у верхній частині кори, а також склад магми.

При геосинклінальному режимі(особливо в евгеосинкліналях) проникливість кори значна і носить розсіяний характер. Саме і є основною причиною активного магматизму властивого даному режиму. При цьому на доінверсійній стадії магматизм він характеризується основним і ультра основним складом магми. Використовуючи розсіяну проникливість земної кори основні та ультраосновні породи насичують її роблять важчою. Разом з тим відбувається і прогрівання кори. З часом, завдяки летким компонентам магмаи а також гарячим флюїдам, які піднімаються з глибинних горизонтів верхньої мантії, відбувається притік до кори калію та інших некогерентних елементів, що сприяє породженню кислої і середньої магми.

Прогрівання та притік летких компонентів створюють також умови для анатексиса. Тобто в даному випадку ендогенна активність з мантії переміщується в кору і наступає інверсійна стадія, а в самій верхній мантії відбувається незначне її остигання і виплавлювання мантійних магм припиняється. Тобто змінюється співвідношення “гаряча мантія – холодна кора” на “холодна мантія – гаряча кора”. В корі окрім анатектичних гранітів відбувається процес регіонального метаморфізму, глибинний діапіризм, формування голоморфної складчастості, виникають центральні підняття з потовщеною корою, і суттєво змінюється характер і ступінь її проникливості.

Орогенний режимяк відомо проявляється на континентах, а також на острівних дугах. Його особливістю є те, що охолодження верхньої мантії, яке розпочалося ще на інверсійній стадії геосинклінального розвитку в пост інверсійну продовжується. Остигає і кора. Тобто вся тектоносфера зазнає поступового остигання. Саме холодний стан тектоносфери і є основною причиною епігеосинклінального і епіплатформеного орогенезу. Проте разом з тим іде підготовка тектоносфери до нового теплового імпульсу.

При епігеосинклінальному орогенезі новий тепловий імпульс захоплює нижній тиа верхній шари мантії, де плавленню сприяє наявність залишкових від геосинклінального режиму осередків. Впершу чергу це проявляється в агресивності збагачених калієм флюїдів, які взаємодіючи з речовиною верхнього шару утворюють магми здебільшого середнього складу – андезити і андезито-базальти, які в подальшому змінюються лужними породами (наприклад калійовими гранітами), що свідчить про чергове остигання верхньої мантії.

При епіплатформеному орогенезі магматизм виражений дуже слабо і характеризується лужним складом.

При ерогенному режимі як епігеосинклінальному так і епіплатоформеному консолідована кора розбита глибинними розломами на блоки. Тобто в даному випадку умови для розсіяної проникливості відсутні, а це сприяє нарощуванню кори за рахунок застигання в її підошві магматичних розплавів, які, завдяки відсутності розсіяної проникливості, були локалізовані в підніжжі кори і таким чином шляхом їх остигання нарощували останню знизу.

Континентальний платформений режимхарактеризується холодним станом тектоносфери. Це відповідно сприяє формуванню розривної тектоніки, чим можна пояснти виникнення авлокогенів і на їх місці синекліз. По розломах відбувається вкорінення мантійної магми, яка застигає в корі і робить її важчою, що сприяє прогинанню кори. В результаті прогинання кори з під неї відбувається витиснення мантійного матеріалу і результаті чого утворюються антеклізи. Холодний і в’язкий стан мантії робить цей процес довготривалим, чим можна пояснити наявність в розрізах синекліз порід від кебрію до неогену.

Континентальний рифтовий режим також характеризується холодним станом кори, проте мантія знаходиться в гарячих умовах. Він проявляється локально, що спричинено тепловим збудженням окремої ділянки під платформою. Продукти плавлення в верхньому шарі мантії у вигляді магми лужного складу піднімаються по розломах догори. Магма частково виливається на поверхню, а частково застигає в формі діапірів під корою, що призводить до її плавлення вигинання та розтягу.

Режим центральних трубок і трубок вибухузумовлений коротко тривалим тепловим збудженням тектоносфери на локальній ділянці. Він характеризується лужним магматизмом, а глибокі шари верхньої мантії прогріті локально на загальному її холодному тлі.

Режим тектоно-магматичної активізаціїхарактеризується вапнисто-лужним і лужним магматизмом, що робить його подібним до орогенного і рифтогенного. При вапнисто-лужному магматизмі, як і при орогенному режимі земна кора нарощується, апри лужному навпаки зменшується. Тобто в одному випадку цей режим конструктивний, а в іншому – деструктивний. Проте як в одному так другому випадках цей режим супроводжується розущільненням верхньої мантії, її гарячим станом тоді як кора залишається холодною.

Плато базальтовий режим належить до типу толеїтових магм близьких до базальтів серединно-океанічних хребтів. Цей режим проявляється там де верхня мантія виснажена і з неї відбувається виплавлення базальтів. Це супроводжується значним притоком глибинного тепла, яке прогріває всю тектоносферу, що сприяє виливанню розплавів на поверхню.

Тафрогенний режим носить різко деструктивний характер. Він характеризується толеїтовим магматизмом, що відрізняє його від інших деструктувних режимів (рифтового, брилевої активізації), що супроводжуються лужним магматизмом. Для тафрогенного режиму властиве сильне виснаження верхньої мантії та сильний її прогрів на всіх горизонтах.

Деструкція континентальної кори при тафрогенному режимі призводить до повного її руйнування і заміщення корою океанічного типу. Він властивий внутрішньоконтинентальним западинам, внутрішнім і окраїннім морям, а також океанічному ложе.

Режим океанічних улоговин характеризується незначним тепловим потоком, тектонічно спокійний і його можна прирівняти до режиму континентальних древніх платформ. Проте тектоносфера котловин гранично виснажена.

Спокійна обстановка в глибоководних улоговинах порушується ланцюгом вулканічних островів з лужним магматизмом. Острови розташовані вздовж глибинних розломів. Самі розломи проникають скрізь верхні поверхи тектоносфери і досягають її глибин, де обстановка аналогічна режиму центральних інтрузій та трубок вибуху на континентальних платформах.

Режим серединно-оскеаніних хребтівблизький до континентального рифтогенного. Ці режими подібні також тим, що під ними встановлені лінзи розущільненої розплавленої мантійної речовини. Там і тут добре виражена астеносфера і підвищений тепловий потік. Пороте вони і різко відрізняються один вд одного: для континентальних рифтів характерний лужний магматизм, а для серединно-океанічних хребтів – магматизм толеїтового складу.

Таким чином, з наведеного вище випливає, що ендогенний режим визначається складним поєднанням факторів: складом тектоносфери, ступінню її виснаження, її тепловим станом, розподілом температури на глибину, характером і ступінню її проникливості.

Одні режими за одними факторами подібні до інших, що визначає їх часові і просторові взаємовідношення. Разом з тим існує тісний зв’язок між тектонічною обстановкою і її розвитком з однієї сторони, і речовинним станом тектоносфери та його фізико-хімічними перетвореннями – з другої.

Читайте також:

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Тафрогенний режим	\|	Приклад.

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.018 сек.