Глобальная система рифтовых зон
Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны. Осознание единства этой системы, охватившей весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по своему масштабу механизмы тектогенеза и способствовало рождению «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов называли концепцию тектоники литосферных плит.
Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины.
Рифтовые зоны: Срединно-Атлантическая (СА), Американо-Антарктическая (Ам-А), Африкано-Антарктическая (Аф-А), Юго-Западная Индоокеанская (ЮЗИ), Аравийско-Индийская (А-И), Восточно-Африканская (ВА), Красноморская (Кр), Юго-Восточная Индоокеанская (ЮВИ), Австрало-Антарктическая (Ав-А), Южно-Тихоокеанская (ЮТ), Восточно-Тихоокеанская (ВТ), Западно-Чилийская (ЗЧ), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде — Бассейнов и Хребтов (БХ), Горда-Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена-Гаккеля (НГ), Момская (М), Байкальская (Б), Рейнская (Р). Зоны субдукции: 1 — Тонга-Кермадек; 2 — Новогебридская; 3 — Соломон; 4 — Новобританская; 5 — Зондская; 6 — Манильская; 7 — Филиппинская; 8 — Рюкю; 9 — Марианская; 10 — Идзу-Бонинская; 11 — Японская; 12 — Курило-Камчатская; 13 — Алеутская:, 14 — Каскадных гор; 15 — Центральноамериканская; 16 — Малых Антил; 17 — Андская; 18 — Южных Антил (Скотия); 19 — Эоловая (Калабрийская); 20 — Эгейская (Критская); 21 — Мекран.
а — океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б — континентальные рифты; в — зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые двойная линия); г — зоны коллизии; д — пассивные континентальные окраины; е — трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные — pppa.ru); ж — векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга — до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции — до 12 см/год.
Юго-восточное окончание океанской рифтовой зоны Нансена — Гаккеля и продолжающие ее сейсмически активные разломы, разделяющие Евразийскую и Северо-Американскую литосферные плиты. По Л.М. Парфенову и др. (1988). Внизу — фокальные механизмы сейсмических очагов на этой активной границе, по Д. Куку и др. (1986):
1 — зоны спрединга (НГ — зона Нансена-Гаккеля); 2 — глубоководные желоба (зоны субдукции); 3 — трансформные разломы; 4 — взбросы; 5 — сбросы и сдвиги; 6 — зоны рассеянного рифтинга; 7 — движение литосферных плит и микроплит; 8 — фокальные механизмы сейсмических очагов; 9 — суша в пределах Евразийской (а) и Северо-Американской (б) плит. Литосферные плиты и микроплиты: ЕА — Евразийская; СА — Северо-Американская; Т — Тихоокеанская; ЗБ — Забайкальская; Ам — Амурская; Ох — Охотоморская.
Геометрическая правильность размещения глобальной системы современных рифтов относительно оси вращения Земли, по Е.Е. Милановскому, А.М. Никишину (1988):
1 — кайнозойские оси рифтинга, главным образом активные; 2 — океанская литосфера кайнозойского возраста; 3 — то же, мезозойского возраста; 4 — области с континентальной литосферой; 5 — конвергентные границы.
В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами. Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между собой «тройными сочленениями»: на соединениях Западно-Чилийского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на юге Атлантического океана и в центральной части Индийского. Пересекая границу с пассивными континентальными окраинами, океанские рифты продолжаются континентальными — pppa.ru. Такой переход прослежен к югу от тройного сочленения Аденского и Красноморского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с севера на юг океанская кора выклинивается и начинается континентальная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными рифтами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной неотектонической зоной, включающей Момский рифт.
Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной континентальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции. Так, у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Западно-Чилийский хребты. Другие соотношения демонстрирует Восточно-Тихоокеанское поднятие, над продолжением которого на надвинутой Северо-Американской плите образовался континентальный рифт Рио-Гранде. Подобным образом океанские структуры Калифорнийского залива (представляющие собой, по-видимому, ответвление главной рифтовой зоны) продолжаются континентальной системой Бассейнов и Хребтов.
Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер постепенного затухания или бывает приурочено к трансформному разлому, как, например, на окончании хребтов Хуан-де-Фука и Американо-Антарктического. Для Красноморского рифта окончанием служит Левантийский сдвиг.
Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайнозоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к северу поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским. Как показали Е.Е. Милановский и А.М. Никишин (1988), может быть, с некоторой условностью намечен на соответствующем месте и четвертый, Западно-Тихоокеанский пояс, который прослеживается как совокупность задуговых проявлений рифтогенеза. Нормальное развитие рифтового пояса здесь было подавлено интенсивным западным смещением и субдукцией Тихоокеанской плиты.
Под всеми четырьмя поясами до глубин в первые сотни километров томография обнаруживает отрицательные аномалии скоростей и повышенное затухание сейсмических волн, что объясняют восходящим током разогретого вещества мантии — pppa.ru. Правильность в размещении рифтовых зон сочетается с глобальной асимметрией как между полярными областями, так и относительно Тихоокеанского полушария.
Закономерна и ориентировка векторов растяжения в рифтовых зонах, преобладают близмеридиональные и близширотные. Последние максимальны в приэкваториальных областях, убывая вдоль хребтов как в северном, так и в южном направлении.
Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных рифтов. Это система Западной Европы (включающая Рейнский грабен), а также системы Байкальская (рис. 5.3) и Фэнвей (Шаньси), приуроченные к разломам северо-восточного простирания, активность которых, как полагают, поддерживается коллизией континентальных плит Евразии и Индостана.
Источник
Рифтовых зонах мирового океана
Рифты образуют единую мировую систему, протягивающуюся более чем на 60 тыс. км через континенты и океаны (Рис. 10.1)
Рис. 10.1. Распространение кайнозойских континентальных рифтовых зон и систем и океанических спрединговых поясов Земли..
Рис. 10.2. Литосферные плиты, дивергентные и конвергентные границы, скорости движения..
Большая часть глобальной рифтовой системы находится в океанах, где выражена срединно-океаническими хребтами (далее – СОХ, рис. 10.3)
Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны «тройными сочленениями», как, например, в центральной части Индийского океана. На границах с пассивными континентальными окраинами океанские рифты переходят в континентальные (Красное море – Восточная Африка), а на активных окраинах континентов могут поглощаться в зонах субдукции(Чилийский хребет – Анды, см. рис.10.2)[7]:
Охватывая почти всю планету, система современных рифтовых зон обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси геоида. Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг южного полюса на широтах 40-60? и отходят от этого кольца меридионально тремя затухающими к северу полосами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским. Под всеми тремя поясами сейсмотомография обнаружила отрицательные аномалии скоростей и повышенное затухание сейсмических волн, объясняемые восходящим током мантийного вещества [7].
Источник
РИ́ФТОВ МИРОВА́Я СИСТЕ́MA
В книжной версии
Том 28. Москва, 2015, стр. 550
Скопировать библиографическую ссылку:
РИ́ФТОВ МИРОВА́Я СИСТЕ́MA, совокупность крупных совр. и кайнозойских рифтов , образующая систему на поверхности Земли общей протяжённостью св. 70 тыс. км. P. м. с. открыта в 1950-x гг. в ходе геолого-геофизич. исследований ложа океанов, в пределах которых находятся её гл. звенья – океанич. рифты, приуроченные к осевым зонам срединно-океанических хребтов . Протяжённость океанич. части Р. м. с. ок. 60 тыс. км; рифтовые зоны, прослеживаясь через Cев. Ледовитый и Aтлантический океаны, юж. и центр. части Индийского ок., юж., вост. и сев.-вост. части Тихого ок., переходят одна в другую или связаны между собой «тройными сочленениями» (на юге Атлантического ок., в центр. части Индийского ок., в вост. и юго-вост. части Тихого ок.). В одних случаях океанич. рифты подходят к континентам и через связующие звенья (межконтинентальные рифты Красного м., Аденского и Калифорнийского заливов) продолжаются в их глубь континентальными рифтами – в Вост. Африке и на Аравийском п-ове (см. в ст. Восточно-Африканская рифтовая система ), в зап. части Сев. Америки (рифтовый пояс Бассейнов и хребтов Кордильер Сев. Америки, рифт Pио-Гранде). В др. случаях океанич. рифты, пересекая границу с пассивной материковой окраиной, переходят в континентальные (рифтовая зона Гаккеля – система рифтов на шельфе м. Лаптевых – рифтовая зона в сев.-вост. части Сибири, в т. ч. Момский рифт). Там, где рифты подходят к активным материковым окраинам, они могут пододвигаться под континент в зоне субдукции (Чилийская и Галапагосская ветви рифтов). В ряде случаев окончания океанич. рифтов приурочены к трансформным разломам (юж. окончание рифтовой зоны Хуан-де-Фука в сев.-вост. части Тихого ок. и зап. окончание Американо-Антарктической зоны в юго-зап. части Атлантического ок.). Некоторые крупные континентальные системы рифтов ( Байкальская рифтовая система , Западно-Европейская и др.) непосредственной связи с др. звеньями P. м. с. не имеют.
Источник
Глобальная система рифтовых зон
Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны (рис. 5.1). Осознание единства этой системы, охватившей весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по своему масштабу механизмы тектогенеза и способствовало рождению «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов называли концепцию тектоники литосферных плит.
В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами (см. рис. 5.1), их перечень дается в гл. 10. Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между собой «тройными сочленениями»: на соединениях Западно-Чилийского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на юге Атлантического океана и в центральной части Индийского. Пересекая границу с пассивными континентальными окраинами, океанские рифты продолжаются континентальными. Такой переход прослежен к югу от тройного сочленения Аденского и Красноморского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с севера на юг океанская кора выклинивается и начинается континентальная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными рифтами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной неотектонической зоной, включающей Момский рифт (см. рис. 5.3).
Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной континентальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции. Так, у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Западно-Чилийский хребты. Другие соотношения демонстрирует Восточно-Тихоокеанское поднятие, над продолжением которого на надвинутой Северо-Американской плите образовался континентальный рифт Рио-Гранде. Подобным образом океанские структуры Калифорнийского залива (представляющие собой, по-видимому, ответвление главной рифтовой зоны) продолжаются континентальной системой Бассейнов и Хребтов.
Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер постепенного затухания или бывает приурочено к трансформному разлому, как, например, на окончании хребтов Хуан-де-Фука и Американо-Антарктического. Для Красноморского рифта окончанием служит Левантийский сдвиг.
Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайнозоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида (рис. 5.2). Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40—60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к северу поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским. Как показали Е.Е. Милановский и А.М. Никишин (1988), может быть, с некоторой условностью намечен на соответствующем месте и четвертый, Западно-Тихоокеанский пояс, который прослеживается как совокупность задуговых проявлений рифтогенеза. Нормальное развитие рифтового пояса здесь было подавлено интенсивным западным смещением и субдукцией Тихоокеанской плиты.
Под всеми четырьмя поясами до глубин в первые сотни километров томография обнаруживает отрицательные аномалии скоростей и повышенное затухание сейсмических волн, что объясняют восходящим током разогретого вещества мантии (см. рис. 2.1). Правильность в размещении рифтовых зон сочетается с глобальной асимметрией как между полярными областями, так и относительно Тихоокеанского полушария.
Закономерна и ориентировка векторов растяжения в рифтовых зонах, преобладают близмеридиональные и близширотные. Последние максимальны в приэкваториальных областях, убывая вдоль хребтов как в северном, так и в южном направлении.
Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных рифтов. Это система Западной Европы (включающая Рейнский грабен), а также системы Байкальская (рис. 5.3) и Фэнвей (Шаньси), приуроченные к разломам северо-восточного простирания, активность которых, как полагают, поддерживается коллизией континентальных плит Евразии и Индостана.
Континентальный рифтогенез
Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти меридионально более чем на 3 тыс. км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся, подчиняясь сложному структурному рисунку. В рифтах этого пояса образовались озера Танганьика, Ньяса (Малави) и другие; среди приуроченных к нему вулканов — такой гигант, как Килиманджаро, и известный своей активностью Ньирагонго. Байкальская рифтовая система также принадлежит к числу наиболее представительных и хорошо изученных.
Рельеф, структура и осадочные формации.Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной до 40 – 50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может формироваться и без него. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000—3500 м, а горный массив Рувензори на севере Танганьикской зоны возвышается до 5000 м. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными горстами. В области Бассейнов и Хребтов Северной Америки растяжение земной коры распределилось по обширной (почти 1000 км) площади, где образовались многочисленные сравнительно мелкие грабены, разделенные горстами, что создает сложный тектонический рельеф. Иногда, как, например, на востоке Бразильского щита, наблюдаются системы асимметричных односторонних грабенов. В целом асимметрия структуры и рельефа характерна для многих континентальных рифтовых зон.
В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к горизонту под углом до 60 градусов. Однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их называют листрическими (греч. ковшеобразные). При смещении по сбросам нередко заметна и сдвиговая компонента (на Байкале левосторонняя). Для сейсмоактивных разломов растяжение по сбросам и сдвиги определяются и при решении фокальных механизмов. Как показал В.Г. Казьмин (1987), диагонально ориентированные разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза. В сложно построенных рифтовых зонах, таких как Восточно-Африканская, сбросы и сдвиги образуют закономерные и весьма выразительные парагенезы.
Вдоль некоторых сравнительно полого ориентированных разрывов параллельно их сместителю развивается динамотермальный метаморфизм, о чем можно судить в тех случаях, когда при дальнейшем растяжении метаморфиты обнажились или приблизились к поверхности.
Для осадочных формаций континентальных рифтов, преимущественно молассовых, характерно сочетание с тем или иным количеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные формации полностью замещаются вулканическими. Согласно Е. Е. Милановскому, мощность кайнозойского заполнения рифтов может достичь 5—7 тыс. м (например, в Южно-Байкальском), но обычно не превышает 3—4 тыс. м. Преобладают обломочные отложения озерного (в том числе озерные турбидиты), аллювиального, пролювиального, а в Байкальских впадинах также флювиогляциального и ледникового происхождений. Как правило, снизу вверх грубость обломочного материала возрастает. В климатических условиях рифта Афар оказалось возможным накопление эвапоритов. В зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными растворами создает условия и для отложения специфических хемогенных осадков — карбонатных (в том числе содовых), кремнистых (диатомовых, опаловых), сульфатных, хлоридных.
Магматизм и его продукты.Континентальный рифтогенез сопровождается магматизмом и лишь локально его поверхностные проявления могут отсутствовать. Так, в частности, нет надежно установленного вулканизма в рифте озера Байкал, но в той же системе в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излияния базальтов. Нередко вулканы размещаются асимметрично — по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту.
Магматические породы исключительно разнообразны, среди них широко представлены щелочные разности. Характерны контрастные (бимодальные) формации, в образовании которых участвуют как мантийные базальтовые выплавки (и их производные), так и анатектические, преимущественно кислые расплавы, формирующиеся в континентальной коре. В контрастных формациях Восточно-Африканского пояса наряду с щелочными оливиновыми базальтами, трахитами и фонолитами В. И. Герасимовский и А. И. Поляков указывают риолиты, комендиты, пантеллериты. В калиевых сериях встречаются лейцититы и лейцитовые базаниты, Есть щелочные ультрабазиты и сопутствующие им карбонатиты.
Согласно М. Уилсон (1989), данные о содержаниях редких элементов и изотопных отношениях неодима и стронция в разных вулканических формациях Восточно-Африканского пояса свидетельствуют о неодинаковой степени контаминации мантийных магм коревым веществом. Оказалось, что в некоторых сериях все разнообразие пород было обусловлено фракционной кристаллизацией.
Геофизические характеристики.По геофизическим данным мощность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, которая находится там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—35 км, под Рейнским — до 22—25 км, под Кенийским — до 20 км, причем на север, вдоль долины Афар, она доходит до 13 км, а далее под осевой частью долины появляется океанская кора.
В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены (скорости продольных волн варьируют в интервале 7,2—7,8 км/с), их упругие характеристики снижены до значений, свойственных мантийной астеносфере. Поэтому их рассматривают либо как астеносферный диапир (для рифтов Рио-Гранде и Кенийского), либо как линзовидную «подушку», вытянутую вдоль рифтовой зоны и в какой-то степени обособленную от главного астеносферного слоя. Такая линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим зондированием под Байкалом. Замечено, что в асимметричных рифтах гребень мантийного выступа чаще всего не совпадает с осью долины, а смещен в сторону более высокого крыла. Там же размещаются и центры вулканизма.
Неглубокое залегание астеносферы ограничивает глубинность сейсмических очагов. Они размещаются в утоненной коре, и в зависимости от ее мощности предельная глубина очагов варьирует от 15 до 35—40 км. Решение фокального механизма очагов устанавливает сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения.
Близость разогретой астеносферы, вулканизм и повышенная проницаемость нарушенной разломами коры выражаются в геотермическом поле, тепловой поток в рифтах резко повышен. Магнитотеллурическим зондированием определена высокая электропроводность пород в астеносферном выступе.
В гравитационном поле рифтовой зоне соответствует отрицательная аномалия Буге, протянувшаяся широкой полосой и, как считают, обусловленная разуплотнением мантийных пород. На фоне прослеживаются более резкие отрицательные аномалии над рифтовыми впадинами с их рыхлым осадочным заполнением и положительные аномалии, маркирующие полосы внедрения основных и ультраосновных магматических пород.
Механизмы рифтогенеза.Физические модели образования рифтов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравнительно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая «шейка» (англ., necking), вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент наступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиалической коры (в Красноморском и Аденском рифтах она была утонена приблизительно вдвое) и означает переход от континентального рифтогенеза к океанскому.
Рис. 5.4. Модели континентального рифтогенеза. По Р. Алмендингеру и др., (1987):
а — классическая модель симметричных горстов и грабенов; б — модель Смита и других с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и ярусом пластичных деформаций; в — модель У. Гамильтона и других с линзовидным характером деформаций; г — модель Б. Вернике, предусматривающая асимметричную деформацию на основе пологого сброса
Поскольку у земной поверхности растяжение в континентальных рифтах происходит посредством сбросовых смещений, первоначальная, классическая модель рифтогенеза учитывала только эти хрупкие деформации (рис. 5.4.,а). По подсчетам Ж. Анжелье и Б. Колетты, суммарный эффект смещения по сбросам дает растяжение на 10—50% в Суэцком заливе до 50—100% в Калифорнийской системе и до 200% на юге области Бассейнов и Хребтов. На одном из отрезков долины Афар подсчеты У. Мортона и Р. Блэкка дали трехкратное растяжение. Столь высокие значения получили удовлетворительное объяснение в более поздних моделях, которые строились с учетом изменения механических свойств пород с глубиной, по мере нарастания давлений и температур. Модель Р. Смита (рис. 5.4,б) предусматривает в низах коры, под ярусом хрупких деформаций, существование яруса пластических деформаций. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и выполаживаются в своей нижней части, становятся листрическими. Опускание блоков по таким сбросам сопровождается их вращением (опрокидыванием), а степень растяжения нарастает от краев рифтовой зоны к ее центру. Тот же эффект может быть получен и при допущении, что в средней части коры существует еще один, переходный, ярус деформаций, где смещение рассредоточено по множеству мелких диагональных сколов или субгоризонтальных поверхностей скольжения.
Все эти варианты рифтогенеза предусматривают локальное утонение коры под действием растягивающих напряжений с образованием симметрично построенной рифтовой зоны. Д. Маккензи (1978) дал количественную оценку последствий такого утонения: изостатическое опускание коры и встречное поднятие астеносферного выступа, которому этот исследователь отводит пассивную роль.
Еще одну модель, учитывающую новые данные о глубинном строении континентальных рифтов и свойственную многим из них асимметрию, предложил Б. Вернике (1981). Ведущая роль отводится крупному пологому (10—20°) сбросу, при образовании которого, возможно, используются внутрикоровые астеносферные слои (рис. 5.4,г). По мере растяжения висячее крыло осложняется ступенчатой системой мелких листрических сбросов, в то время как на другом крыле доминирует уступ, соответствующий плоскости главного сброса. С ним же связывают упоминавшийся выше динамотермальный метаморфизм и выход метаморфитов на поверхность при дальнейшем скольжении висячего крыла вниз по сместителю. Модель Б. Вернике удачно объясняет и ряд других особенностей строения и развития асимметричных рифтов. При утонении коры путем смещения по пологому сбросу астеносферный выступ должен находиться не под осевой частью рифта, а под висячим крылом, подпирая и приподнимая его, что и наблюдается на многих профилях. На этом же высоком борту рифта локализуется вулканизм. Подобная асимметрия хорошо выражена в Восточно-Африканском поясе, вдоль которого чередуются рифты с относительно приподнятым западным и восточным крылом.
С учетом новых геофизических данных не вызывает сомнения многообразие глубинного строения зон континентального рифтогенеза. Поэтому ни одна из перечисленных моделей не может претендовать на универсальность, а механизм формирования рифта меняется в зависимости от таких условий, как мощность, строение, температурный режим коры и скорость растяжения.
Механизм гидравлического расклинивания. В основе всех перечисленных моделей лежит компенсация растяжения коры ее механической деформацией (хрупкой или пластичной), уменьшением мощности и образованием «шейки». Магматизму при этом отводится пассивная, роль. Между тем при наличии на глубине очагов базальтовой магмы (с ее высокими жидкостными свойствами) вступает в действие принципиально иной механизм.
Есть все основания считать, что быстрый подъем базальтовой магмы к поверхности обеспечивается в зонах растяжения: расклинивающим эффектом, который оказывает магма на породы литосферы. Представления об этом процессе основываются на изучении линейных даек и их систем (которые рассматриваются как застывшие магматические клинья) и на применении к ним теории гидравлического разрыва горных пород. В основу легли детальные работы по изучению третичных и палеозойских даек Шотландии, завершившиеся обобщениями Дж. Ричи и Э. Андерсона. Уже на этом материале определились характерные особенности линейных даек. Как правило, они внедрены по вертикальным трещинам посредством раздвига крыльев перпендикулярно трещине без существенного уплотнения или смятия вмещающих дайку пород. Сбросового или сдвигового смещения при внедрении обычно нет. Дайки образуют субпараллельную систему, в пределах которой мощность даек выдерживается однообразной.
Э. Андерсон показал активную роль магмы при формировании дайки. Внедряясь по трещине, перпендикулярной минимальному сжимающему напряжению, магматический расплав оказывает расклинивающее действие, наращивая трещину в длину (см. рис. 5.5,III). Дальнейшее исследование зависимости интрузивного процесса от соотношения главных напряжений вблизи магматической камеры дали Дж. Робсон и К. Барр. Однако количественное обоснование механизма внедрения дайки стало возможным позже, в связи с разработкой теории гидроразрыва горных пород при добыче нефти. М. Хабберт и Д. Уиллис провели аналогию между искусственным гидроразрывом и внедрением в земную кору магматических даек. Применительно к последним вопрос специально рассмотрели А.А. Пэк и В.С. Попов.
Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют процесс образования и распространения трещин в горных породах под давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Растяжение земной коры может выразиться зияющими трещинами отрыва лишь на самых малых глубинах — до 2—3 км. Глубже, с увеличением всестороннего давления и температур, хрупкий отрыв сменяется, как уже отмечалось, скалыванием по все более многочисленным плоскостям, а затем переходит в пластичную деформацию. Поскольку системы базальтовых даек берут начало на больших глубинах, формирование их путем пассивного заполнения зияющих трещин исключено. Единственный возможный механизм представляет активное внедрение посредством гидроразрыва пород с последующим раздвиганием стенок трещины.
Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жидкости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее напряжение в породе; обычно в расчетах их отношение принимают равным 1,2. Образуется гидравлический клин, фронт жидкости подходит близко к концу трещины, но никогда не достигает его. Расклинивающий эффект обеспечивается концентрацией напряжении у вершины трещины, где распирающее ее давление нарастает от вершины пропорционально кубу раскрытия трещины в соответствии со снижением гидравлического сопротивления (см. рис. 5.5,IV). На развитие гидроразрыва мало влияют реальные различия прочности вмещающих пород. Происходит быстрое распространение трещины хрупкого отрыва и продвигающего ее магматического клина. Как показали расчеты Н.С. Севериной, теплоотдача такой инъекции компенсируется выделением тепла за счет трения на контактах, поэтому не происходит существенного повышения вязкости, которое замедляло бы процесс внедрения. Согласно сейсмологическим наблюдениям В.М. Горельчик и других в период трещинного извержения Толбачика на Камчатке, базальтовый клин подымался там со скоростью 100—150 м/ч.
Внедрение вертикальной дайки становится возможным, когда одно из главных сжимающих напряжений, направленных горизонтально, уменьшается тектоническим растяжением. Параллельные дайки, принадлежащие одному рою, по-видимому, внедрялись последовательно: каждый очередной гидравлический клин создавал ореол сжимающих напряжений, который препятствовал другим инъекциям, а в дальнейшем постепенно снимался тектоническим растяжением.
Таким образом, при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагнетание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород. Магматическая подстилка инъецируемого дайками слоя литосферы дает необходимую свободу горизонтального скольжения. Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) проявление как гидравлического расклинивания, так и механического растяжения в одной рифтовой зоне.
Для континентальных рифтов механизм гидравлического расклинивания становится значимым на завершающем этапе их развития, когда утонение коры приближается к критическим величинам, а снижение нагрузки на астеносферный выступ способствует большему отделению базальтовых выплавок. Именно в таких условиях на западном борту рифта Афар появляются продольные рои параллельных даек, обнаруженные П. Мором (1983) и связанные с базальтовым вулканизмом. В Красноморском рифте подобная фаза началась около 50 млн. лет назад и усилилась 30 млн. лет назад, когда в древнюю гранитную кору внедрились мощные рои параллельных даек контрастного состава (от толеитовых базальтов до гранофиров), которые прослеживаются вдоль северо-восточного побережья. Только 5 млн. лет назад магматические клинья сконцентрировались в узкой полосе, обусловив отрыв Аравийской плиты. Континентальный рифтогенез сменился океанским, который продолжается по настоящее время.
В тех случаях, когда развитие континентального рифта прекращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослабленная зона, борозда на континентальной плите, примером чему служат авлакогены (см. гл. 13).
5.3. Океанский рифтогенез (спрединг)
Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может, таким образом, развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ранних рифтовых зон.
Предположение о формировании земной коры в срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъеме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс еще в 30-х и 40-х годах, уподобив расходящуюся от активной зоны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (1960) положил ее в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дитц (1961) ввел термин спрединг морского дна (англ., spread — развертывать, расстилать). Вскоре Г. Бодварсон и Дж. Уокер. (1964) предложили механизм разрастания океанской коры посредством даек, который оказался в центре внимания на симпозиуме «Исландия и срединно-океанские хребты» и положил начало расшифровке тектономагматических процессов, формирующих кору в зоне спрединга. Интенсивные исследования последующих десятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную съемку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппаратов, дали для этого большой новый материал.
Спрединг в Исландии. Для понимания океанского рифтогенеза особый интерес представляют данные по Исландии, где на протяжении 350 км Срединно-Атлантический хребет приподнят над уровнем моря. История повторяющихся трещинных излияний базальтов известна там на протяжении тысячелетия, а с прошлого века ведутся специальные геологические исследования, которые были дополнены в дальнейшем геофизическими и высокоточными геодезическими наблюдениями. Современная тектоническая и вулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес, приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с возрастом 0,7—4 млн. лет, далее из-под них выступает мощная серия платобазальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн. лет), залегающих преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических зон. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) базальтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно выклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате II любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от горизонтального залегания вблизи уже эродированной кровли платобазальтов до 3—4° на отметках около 1000 м, 7—8° на уровне моря и приблизительно 20° на глубине (2000 м (по данным бурения). Каждое трещинное излияние оставляет горизонтально залегающий (и выклинивающийся вкрест простирания зоны) базальтовый покров мощностью до 10 м и более, а также его подводящий канал — вертикальную дайку долерита шириной чаще всего 10 м, ориентированную перпендикулярно оси минимальных сжимающих напряжений, т.е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следующее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дайку, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все толще. Этот вопрос специально исследовал Дж. Уокер в Восточной Исландии. Он установил закономерное уменьшение количество даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам 1000—1100 м и экстраполировал их дальнейшее убывание по линейной зависимости. Все такие графики показали полное выклинивание даек на отметках 1350—1650 м, т. е. именно там, где должна была находиться первичная кровля платобазальтов. Предполагается, что ниже уровня моря количество даек соответственно нарастает.
По мере напластования платобазальтов происходит их гравитационное проседание, в значительной степени компенсационное по отношению к питающему магматическому очагу, который прослежен магнитотеллурическим зондированием. Одновременно по мере внедрения все новых параллельных даек долерита происходит раздвиг на величину суммарной их мощности. На основании таких наблюдений Г. Бодварсон и Дж. Уокер предложили механизм разрастания земной коры посредством внедрения даек. На рис. 5.5,1 из более поздней публикации Г. Пальмасона (1973) этот механизм поясняется кинематической схемой. На ней показаны расчетные траектории и изохроны перемещения новообразованных в осевой зоне пород в ходе их последующего опускания и отодвигания по одну сторону от оси. Схема И. Гибсона и А. Гиббса (рис. 5.5, II) иллюстрирует все нарастающий наклон платобазальтов на глубине и строение веерообразных моноклиналей, которые формируются по обе стороны от осевой зоны по мере проседания изливающихся базальтов и расклинивания активной зоны дайками. Последние при внедрении вертикальны, а в дальнейшем наклоняются вместе с вмещающими платобазальтами. В конечном результате происходит новообразование второго слоя океанской коры.
Рис. 5.5. Модель формирования второго слоя океанской коры в Исландии, Срединно-Атлантическая зона спрединга:
I — кинематическая схема Г. Пальмасона (1973): траектории перемещения излившихся базальтов (пунктир) и изохроны их перемещения (сплошные линии) в процессе раздвига и изостатического опускания. II — схема И. Гибсона а А. Гиббса (1987), поясняющая механизм спрединга посредством внедрения даек и поверхностных излияний базальта: расклинивающее воздействие даек определяет раздвиг, проседание под нагрузкой базальтов формирует веерообразные моноклинали по обе стороны от осевой зоны (К — комплекс параллельных даек). III — внедрение базальтовой дайки в плоскости, перпендикулярной минимальному сжимающему напряжению, по Э. Андерсону и М. Хаберту. IV — базальтовая дайка как гидравлический клин: эпюра распирающих трещину напряжений (Р), которые резко убывают к вершине гидравлического клина обратно пропорционально кубу раскрытия трещины, что создает там концентрацию напряжений, расклинивающий эффект и продвижение клина (по А.А. Пэку, 1968): l — длина трещины; d — раскрытие трещины: Рк—давление нагнетаемой жидкости у начала трещины; Рб— боковые напряжения, сжимающие трещину
Реальное воплощение этой модели в Исландии осложняется многократными латеральными «перескоками» оси трещинных излияний в пределах вулканической зоны и даже смещением всей этой зоны. Кроме того, некоторая часть растяжения приходится на сбросы и открытые трещины, т. е. раздвиги. Полагают, что такие структуры компенсируют наверху внедрение тех даек, которые не достигли поверхности. В частности, экранированные дайки, вероятно, завершаются долеритовыми силлами, которых немало среди платобазальтов. Кроме того, при трещинных излияниях часть базальтовой магмы распространяется от вулканически-активного участка по простиранию зоны путем продольного прорастания даек. По данным Г. Сигурдсона, несколько таких внедрений произошло после трещинного извержения Краблы 1975 г., их продвижение со скоростью нескольких сотен метров в час сопровождалось сейсмическими толчками и проседанием поверхности в полосе шириной в первые километры. Общая величина проседания достигала 1,5 м, в том числе амплитуда смещения по некоторым сбросам — до 1 м.
Использование наблюдений по Исландии, несмотря на их детальность и надежность, ограничено аномальностью этого отрезка срединно-океанского хребта относительно обычных подводных зон спрединга. Мощность океанской коры здесь намного выше нормальной (до 40 км), что устойчиво поддерживает поверхность острова над уровнем моря в течение всей его геологической истории. Учитывая характерные геохимические особенности исландских базальтов, это объясняют прохождением оси спрединга над мантийной струей, подымающей вещество из глубоких частей мантии и увеличивающей скорость поступления базальтового расплава, который формирует океанскую кору повышенной мощности (см. гл. 6 и 7).
Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах.С помощью обитаемых подводных аппаратов к настоящему времени подробно изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана. Начало этим работам положила франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974—1975 гг. были закартированы участки Срединно-Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, расположенные в рифтовой долине, на трансформном разломе и на их сочленении. Сейсмически и вулканически активная осевая часть рифтовой долины на изученном отрезке оказалась построенной симметрично (см. рис. 10.1, II). По обе стороны от недавно излившихся подушечных лав, образующих вытянутые вдоль продольных трещин насыпи, на расстояние 1,5 км в одну и другую сторону прослежены продукты все более ранних трещинных извержений, что удалось установить по толщине корок выветривания на лавовых подушках.
Впоследствии южнее, в районе разлома Кейн, подобные исследования по программе MARK охватили сразу несколько разделенных разломами сегментов Срединно-Атлантического хребта общей протяженностью около 80 км (см. рис. 10.1, I,IV,V,VII). Обнаружилось, что даже столь дробные отрезки имеют между, собой отчетливые структурные различия и что в ходе спрединга активный раздвиг смещался с одного сегмента на другой. Таким образом, разрастание хребта представляет собой суммарный эффект всех этих локальных эпизодов. На профилях видно, что и в периоды отсутствия трещинных излияний продолжается растяжение, выраженное ступенчатыми сбросами. На некоторых сегментах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т.е. пород III слоя океанской коры и литосферной мантии.
Как показали дальнейшие глубоководные исследования, эти наблюдения неслучайны. Зоны с невысокими скоростями спрединга, такие как Срединно-Атлантическая, распадаются на сегменты, в каждом из которых собственно спрединг (магматический, конструктивный) чередуется с фазами структурного, деформационного рифтогенеза, схожего с континентальным, когда происходит растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или подновляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые, как и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, напротив, согласуются с моделью Б. Вернике о деформациях на основе крупного пологого сброса. Согласно А. Карсону (1992), продолжительность таких чередующихся фаз достигает десятков и первых сотен тысяч лет. При этом соседние сегменты хребта в одно и то же время могут находиться в разной фазе.
Поскольку каждый сегмент проходит через растяжение со сбросообразованием, центральные рифтовые долины наблюдаются в низкоскоростных зонах спрединга на всем их протяжении. Для высокоскоростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые долины нехарактерны и в их развитии отчетливо доминирует магматический спрединг. При этом в них замечена устойчивость оси трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где нередки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магматической оси, подобные тем, которые в наземных условиях наблюдаются в Исландии.
В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, препятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.
К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медноцинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.
Формирование океанской коры в зонах спрединга.Современные представления о механизмах формирования океанской коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в сопоставлении с данными глубоководного бурения, а также детального изучения офиолитов — фрагментов древней океанской коры на континентах (см. гл. 12). Образование II слоя с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гидравлического расклинивания. Очаги базальтового расплава, питающие магматические клинья, удалось к настоящему времени оконтурить многоканальным сейсмопрофилированием, но только в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь продольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине около 1 км и высоте всего лишь в несколько сотен метров они находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Восточно-Тихоокеанском поясе на 9°30’с.ш., по данным Р. Детрика и др. (1937), верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над ней представлена только слоем II.
В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорывают комплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекаться более поздними дайковыми комплексами.
По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для кристаллизационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под II слоем формируется III слой океанской коры — расслоенный комплекс габброидов, в котором бывают представлены градации от меланкократовых разностей в верхах до дунитовых кумулятов в низах разреза. Небольшие количества остаточного расплава иногда отжимаются, образуя мелкие внедрения плагиогранитов, комагматичных всей остальной серии пород.
Позже, в ходе перемещения уже двуслойной океанской коры из
Папиллярные узоры пальцев рук — маркер спортивных способностей: дерматоглифические признаки формируются на 3-5 месяце беременности, не изменяются в течение жизни.
Поперечные профили набережных и береговой полосы: На городских территориях берегоукрепление проектируют с учетом технических и экономических требований, но особое значение придают эстетическим.
Источник