Ryft oceaniczny - strefy dywergentne płyt
Poza obszarem wschodniej Afryki oraz zachodniej krawędzi Ameryki Płn. wszystkie strefy dywergentne występują na obszarze podmorskim. W tych strefach powstaje skorupa oceaniczna, a z czasem ocean. Cechą charakterystyczną tych stref jest obecność uskoków grawitacyjnych oraz bardzo intensywna działalność wulkaniczna, niejednokrotnie obserwowana w formie erupcji szczelinowych.
Siła ciążenia tym większa im większa gęstość podłoża. Najmniejsza wartość przyciągania tam, gdzie mamy największy strumień ciepła, bo największy strumień oznacza że skała jest najbardziej rozgrzana więc ma najmniejsza gęstość. Jest mniejsza masa, więc automatycznie wartość siły grawitacji jest mniejsza (grawitacja proporcjonalna do mas).
Profil powyższy jest następstwem procesów rozwoju dna oceanicznego.
Mamy do czynienia z komora magmową, która w stropie pęka na skutek działających sił rozciągajacych, jedna część skorupy kontynentalnej oddala się w prawo, druga w lewo, powstaje szczelina, która z czasem jest rozrywana.
O intensywności działalności wulkanicznej stref dywergencji świadczy fakt, że w ciągu ostatnich 200 mln lat powstała ponad połowa powierzchni Ziemi. Innymi słowy najstarsze fragmenty skorupy oceanicznej sięgaja po środkową jurę (157-178 MY).
Szybkość rozrostu den oceanicznych waha się od 1 do 17 cm/rok, przy czym jako powolny określany jest spreding wynoszący mniej niż 6 cm/rok, a jako szybki ten, który wynosi ponad 12 cm/rok. Szybkość spredingu ma odzwierciedlenie w terminologii anglojęzycznej, powolny grzbiet śródatlantycki określany jest jako ridge (grzbiet), szybki grzbiet wschodniopacyficzny określany jest jako rise (wypiętrzenie). Skąd wynika zróżnicowanie terminologii? Strefy powolnego spredingu są zazwyczaj węższe, wyższe i posiadają wyraźną, dobrze wykształconą dolinę ryftową. Głębokość dolin ryftowych w strefach wolnego spredingu dochodzi do 2 tys. m. Tam gdzie mamy do czynienia z szybka strefa spredingu, względna różnica wzniesień jest mniejsza, dolina ryftowa jest płytsza i słabiej zaznaczona w morfologii.
W osiach stwierdzana jest obecność bądź pasa stożków wulkanicznych, którym towarzyszy intensywna działalność hydrotermalna, bądź obecność wulkanizmu szczelinowego. Grzbiety są przecięte rozłamami, którym towarzyszy zjawisku uskoków transformacyjnych, które dzielą grzbiety na wiele segmentów. Przeciętna szerokość pojedynczego segmentu to ok. 130 km. Pytanie czy każdy segment ma swoją oddzielna komorę magmową.
Jeżeli chodzi o możliwość badań grzbietów, to badania koncentrują się na tych obszarach, gdzie grzbiety wyłaniają się nad poziom morza. Najznamienitszym przykładem jest Islandia. Inne przykłady: Azory, Wyspy Kanaryjskie, Wyspa Wniebowstąpienia, Wyspa Św. Heleny, Galapagos.
Islandia - rozjeżdżanie płyt północnoamerykańskiej i europejskiej. Przebiega przez wyspę ryft - wulkanizm szczelinowy.
Magma, która wydostaje się w grzbietach to magma bazaltowa. Jest to specyficzny rodzaj magmy, która zawiera w sobie stosunkowo duża ilość krzemionki. Bazalty grzbietów oceanicznych oznaczone są symbolem MORB (middle ocean ridge basalt). Bazalty te to tzw. bazalty toleitowe (toleity). Ich cechą jest spora zawartość krzemionki (normatywnie).
(pojęcie nasycenia, niedosycenia i przesycenia kraemionką dotyczy składu normatywnego skał. Łatwiej okreslic skałd i powiedzieć ze skała jest przecycona czy neidocycona jeśli jest głebinowa. Jeśli wdiziym dużo kwarcu - przesycona. Nie ma kwarcu i skaleniowców - obojętna, jak są skaleniowce - niedosycona krzemionką. Co to oznacza w praktyce. Można zrobić analizę chemicznę, a w wypadku bazaltu trzeba ją rpzeprowadzić bo to skała afanitowa. Gdy robimy analizę uzyskujemy wynik, ile jest SiO2, Al2O3, CaO, K2O, MgO, Na2O, FeO. Gdy mamy ten skałd tlenkowy skały, można na podstawie składu zbudowac hipotetyczne minerały (normaltywne), które powiedzą mi o proporcji kwarcu (krzemionki). Jeśliby zbudować jakiś skaleń K2O*Al2O3*6SiO2 to trzeba wziąć K, zabrac odpowiednia ilośc Al i odpowiednia ilość krzemionki. Może się okazać, że nie mam tyle SiO2 żeby zbudowac skaleń. Wówczas nie mogę zbudować skalenia, a zbuduje najwyżej skaleniowiec, bo mam niewystarczająca ilośc krzemionki. Moge zatem zbudowac normnatywny leucyt. Mamy fajalit(Fe2SiO4) i piroksen (Fe2SiO6), jeśli mamy więcej krzemionki, powstaje piroksen, gdy mniej, powstanie najwyżej oliwin. Jeżeli mam niedobór krzemionki, mam dużo oliwinu, gdy mam nadmiar krzemionki to albo występuije oliwin z piroksenem albo sam piroksen.)
Poza tymi wyspami, które występują na oceanach i które można badać, drugim zasadniczym źródłem wiedzy o budowie skorupy oceanicznej są tzw. ofiolity. Ofiolit to fragment skorupy oceanicznej (fragment dna oceanicznego) wbudowany (nałożony na) w kontynent. Jeżeli mamy fragment dna oceanicznego, który jest nałozony (fragment został wciśtnięty na i jest przewrócony, dzieki czemu idziemy przed siebie a pod nogami mamy poszczególne głębokości). Ofiolit to zespół skał o charakterystycznej budowie, sekwencji. Dolna część ofiolitu to kompleks skał ultramaficznych (ultraciemnych) zbudowanych z różnych odmian perydotytu. Skały te reprezentują górny płaszcz Ziemi i są zazwyczaj zserpentynizowane. Serpentynizacja oznacza, że obecne w perydotycie oliwiny a także pirokseny pod wpływem wody morskiej, która wniknęła w strefie ryftu, zostały zastąpione minerałami grupy serpentynu (m.in. azbest). Nad tymi zserpentynizowanymi perydotytami pojawiają się skały gabrowe, różnego typu gabra, które często zawierają miejscowe nagromadzenia piroksenów, względnie plagioklazów wapniowych. Nagromadzenia te to tzw. kumulaty. Gabra te niejednokrotnie mają budowę warstwową - mamy warstwę zdominowaną przez piroksen a potem zdominowaną przez plagioklaz.
Od góry pojawia się nad gabrami kompleks równoległych żył (dajek pakietowych). Dajki te zbudowane są z bazaltów. Nad tym kompleksem pojawia się poziom law poduszkowych, a wśród tych law czy też nad nimi spotykane są warstwy skał krzemionkowych (krzemionka pochodzenia organicznego, osady krzemionkowe).
Skały ofiolitowe są zazwyczaj zmienione fluidami wody morskiej. Stąd też gabra i bazalty są zamienione w skały typu zielenieć (dotyczy skał afanitowych), względnie amfibolit (dotyczy skał grubokrystalicznych).
Najbardziej znany ofiolit, który został dokładnie opisany - Cypryjski Masyw Trodos; opisany przez Colemana w latach 70'; masyw ten to fragment kopalnego Oceanu Tetydy, który zanikł na skutek kolizji Afryki z Eurazją. Najbliżej Poznania - Masyw Ślęży - przewrócony ofiolit, w którym najwyższy szczyt Ślęża jest zespołem gabr (komora magmowa), a przed nią Wierzyca, która jest zespołem dajek pakietowych. Jedynie nie ma law poduszkowych, nie zostały zachowane.
Zjawiskiem charakterystycznym dla stref ryftowych jest obecność podwodnych kominów - smokersów. To następstwo precypitacji (strącania) substancji mineralnych z wydobywających się gazów wulkanicznych. Będzie to węglan wapnia, związki żelaza, manganu, różnego typu siarczany. Chociaż są to obszary występujące na bardzo dużej głębokości (poniżej strefy gdzie dochodzi światło), są to obszary bardzo bogatego życia podwodnego. Miejsce swego zamieszkania mają tam rurkoczułkowce. Dostawa życiodajnych soli sprawia, że organizmy te są dużych rozmiarów. Występują też małże wielkości pół metra. Pojawiają się tam wyładowania ładunków elektrycznych, które są źródłem światła.
Ryft - dywergencja
Prądy konwekcji - plastyczne pełzanie ciała stałego, co jest spowodowane podgrzaniem od strony jądra i ochłodzeniem od powierzchni. Jedna rzecz jest nierozstrzygnięta - czy rzeczywiście poszczególna komórka konwekcji to byłby cały obszar płyty od strefy rozrostu do strefy suibdukcji i czy mamy do czynienia z komórką konwekcji, w której płyta litosfery jest górną powierzchnia komórki, czy mamy do czynienia z niezależnym zjawiskiem, to znaczy mamy do czynienia z migracją rozgrzanej quasi plastycznej masy skalnej, która siłami tarcia przesuwa płyty litosfery? Albo płyta litosfery jest częścią komórki albo płyta litosfery przemieszcza się na skutek niezależnej od niej konwekcji, która ma miejsce pod nią.
To, że konwekcja może być czynnikiem odpowiedzialnym za migracje płyt litosfery, mogą świadczyć zjawiska obserwowane na powierzchniach potoku lawy.
W strefie spredingu (rozsuwania) podchodząca w gore astenosfera może działać rozpychająco (ridge push). Sama konwekcja ma wywoływać tarcie i siła tarcia może powodować migracje płyty litosfery. W strefach subdukcji możemy mieć także do czynienia ze zjawiskiem ściągania grawitacyjnego. Zjawisko to byłoby skierowane ku wnętrzu Ziemi, ale równocześnie zjawisko to może być rekompensowane wypornością skał płaszcza.
Ryfty kontynentalne
Istnieje tu szereg różnic w stosunku do ryftów oceanicznych. Skorupa kontynentalna jest grubsza, jednocześnie ma mniejszą gęstość i znacznie większe urozmaicenie budowy wewnętrznej w stosunku do skorupy oceanicznej. Kontynenty zawierają znacznie więcej krzemionki. Ponadto rozwój dolin ryftowych przebiega w warunkach powierzchniowych (na suchym lądzie), przez co znaczną rolę odgrywają zjawiska erozji jak też sedymentacji. Jeżeli powstaje dolina ryftowa, to jej kontury będą w morfologii znacznie bardziej zamazane. Cechą charakterystyczną (podobnie jak w wypadku ryftów oceanicznych) jest obecność równoległych uskoków normalnych, które tworzą rowy tektoniczne. Poza wulkanizmem bazaltowym spotykamy tu także wulkanizm magm kwaśnych. W skrajnych wypadkach pojawia się wulkanizm riolitowy. Obecność kwaśnych law jest cecha charakterystyczną dla ryftów kontynentalnych. Następstwem rozwoju ryftu kontynentalnego jest powstanie granic pasywnych kontynentu, co z punktu widzenia gospodarczego jest o tyle ważne, że 2/3 pól ropy naftowej i polowa zasobów światowych jest spotykana właśnie w tych strefach. Najbardziej znanym przykładem ryftu kontynentalnego jest Ryft Wschodnioafrykański, który rozpoczął się ok. 20 mln lat temu w miocenie. Aktualnie ma on długość ok. 3 tys. km., przebiega od Etiopii po Mozambik. Powstał on na skutek obecności tzw. plamy gorąca (hot spot), która spowodowała miejscowe rozciągnięcie litosfery i jej rozerwanie. W ten sposób powstało trójzłącze Afaru, od którego rozchodzą się radialnie: dolina ryftu Wschodnioafrykańskiego biegnąca na płd., Zatoka Adeńska biegnąca na wsch. oraz ryft M. Czerwonego.
Cechy typowe dla Ryftu Wschodnioafrykańskiego - cały ten obszar jest obszarem wyżynnym, w obrębie wyżyn powstały zapadliska, w których uformowały się, mamy tam jeziora bezodpływowe (Tanganika, Malawi). Zapadliska te sięgają poziomu morza. Ponieważ są to jeziora bezodpływowe, mamy tam do czynienia z ewaporacją soli. Z obszarem tym związane są też zjawiska wulkanizmu (Kilimandżaro, Mt Kenia). Gdyby zrobić przekrój przez ten ryft, uzyskamy podobny obraz do tego, gdy analizowaliśmy grzbiet śródatlantycki. Mamy do czynienia z podchodzącą do góry astenosferą. Grubość skorupy kontynentalnej na tym obszarze nie przekracza 8 km. Tempo rozsuwania wynosi 0,5 cm/rok. To strefa bardzo intensywnego wietrzenia, wobec tego rowy, które tu powstają, są intensywnie zasypywane.
Ryft M. Czerwonego oddziela Afrykę od Arabii. Wybrzeże morza ograniczone jest bardzo licznymi równoległymi uskokami zrzutowymi, w efekcie czego mamy do czynienia ze stromymi skarpami gór, wysokość tych skarp przekracza 3 tys. m. Większa część morza nadal jest pokryta skorupą kontynentalną. W partii osiowej pojawia się już bazalt - tworzy się skorupa oceaniczna. To zarazem największe głębie M. Czerwonego. Grubość osadów, które gromadzą się na szelfie morza, wynosi ponad 1 km. Jeżeli mamy dno, które się obniża, do tego dna osad jest z łatwością sprowadzany. Gdyby dziura ta nie obniżała się, powstałaby górka. Ropa naftowa może być pozyskiwana ze skał o dużej porowatości, chociaż karogen tworzy się w łupkach ilastych, związki bitumiczne pod wpływem podgrzania jako lekkie uciekają z tych łupków do skał o dużej porowatości - piasków i piaskowców - osadów gromadzących się na szelfie. Astenosfera dochodzi niemal do powierzchni Ziemi, skorupa kontynentalna ulega rozciągnięciu, dlatego poszczególne bloki zapadają się, powstają rowy i zręby tektoniczne.
Hot spoty (plama gorąca) to miejsca na ziemi o bardzo wysokim strumieniu ciepła. Punkty te można porównać do świeczki która jest stale w tym samym miejscu. Płomień powoduje, że skały, które się nad nim znajda, ulegają rozgrzaniu, a dalej rozszerzaniu, powstaje bańka, rozciągana na wsze strony. W efekcie skorupa w tym miejscu nad hot spotem, jeśli nie zostanie przepalona i nie powstanie wulkan, rozszerzy się i pęknie. Efektem tych pęknięć skorupy nad punktem są tzw. trójzłącza. Przykładem klasycznym trójzłącza jest obszar na O. Indyjskim. To punkt, w który spotykają się trzy grzbiety śródoceaniczne. Grzbiet Atlantycki, który otoczył Afrykę dobiega do tego miejsca, na skutek hot spotu nastepuje rozerwanie, kolejna odnogą jest odnoga idąca do M. Czerwonego a trzecia to wzniesienie pacyficzne. To trójzłącze w pełni rozwinięte. Trojzłącze Afaru zaś jest trójzłączem embrionalnym.
M. Czerwone jest przykładem embrionalnego oceanu. W wyniku podgrzania następuje rozerwanie kontynentu, dwie płyty zaczynają się oddalać. Dalszy etap tego rozciągania to właśnie M. Czerwone. Skorupa oceaniczna to te sheeted dikes. Morfologia dna nowo powstałego oceanu będzie przypominać morfologię oceanu Atlantyckiego. Będzie szelf (strefa pasywna kontynentu) i będzie strefa osiowa z grzbietem oceanicznym, w którym skorupa oceaniczna będzie dalej rozbudowywana.
Konwergentne granice płyt
3 rodzaje konwergencji
między dwoma płytami oceanicznymi
między płytą kontynentalną a oceaniczną
między dwoma płytami kontynentalnymi
Wiedzę na temat tych obszarów dostarcza nam geofizyka (badania grawimetryczne, strumienia ciepła, sejsmiczne), a z drugiej strony petrologia i geochemia (chemizm skał ze szczególnym uwzględnieniem pierwiastków śladowych). Grzbiety - rozjeżdża, rów - zjeżdża!!!
Konwergencja dwóch płyt oceanicznych
Jest to sytuacja, gdy jedna z płyt podlega subdukcji. Z płyty tej uwalniane są duże ilości wody, pary wodnej (a nawet powyżej punktu krytycznego - fluid), której obecność wpływa na obniżenie temperatury topienia skał. Stąd nad subdukowaną płytą powstają komory wytopionej magmy mające mniejszą gęstość w stosunku do otaczających je skał. Wznoszą się one ku górze (te wytopione magmy) i wydostają na powierzchnię w formie erupcji wulkanicznych. Stożki wulkanów powstałych w ten sposób widziane z góry są ułożone w formie łuku, stąd mówimy o łuku wysp wulkanicznych.
Geneza ryftów występujących za łukiem wysp wulkanicznych jest nieznana. Jednym z powodów jest wymuszona konwekcja, z drugiej strony zakłada się odkształcenia natury mechanicznej. Pod względem głębokości i genezy nie ma nic wspólnego z rowem występującym na przedpolu.
Obszar do łuku wulkanicznego to obszar przedłukowy forearc). Dalej mamy łuk wysp wulkanicznych (magmatci arc), a wszystko co jest za wulkanami to obszar załukowy (backarc).
Bardzo ważnym elementem jest pryzma akrecyjna