Что такое рифтовая зона. Рифтовые зоны и магматизм

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: Р к - давление нагнетаемой жидкости у начала трещины; Р б - 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

Рис. 5.1. 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 (34), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде - Бассейнов и Хребтов (БХ), Горда-Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена-Гаккеля (НГ, см. рис. 5.3), 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); 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

Рис. 5.2. 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
Рис. 5.3. 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

Современная тектоническая активность распределена крайне неравномерно и сосредоточена главным образом на границах литосферных плит. Двум главным видам этих границ (см. гл. 3.1 соответствуют и главные геодинамические обстановки. На дивергентных границах развивается рифтогенез, которому посвящена настоящая глава, здесь же мы рассмотрим активность трансформных границ, поскольку они связаны в первую очередь с рифтовыми зонами океанов. Конвергентное взаимодействие литосферных плит выражается субдукцией, обдукцией и коллизией (см. гл. 6). Сведения о сравнительно слабых, но важных по своим геологическим последствиям внутриплитных тектонических процессах будут даны в главе 7.

Термином рифтовая долина (англ., rift - расщелина) Дж. Грегори в конце прошлого века обозначил ограниченные сбросами грабены Восточной Африки, образующиеся в условиях растяжения. Впоследствии Б. Уиллис противопоставил их рампам - грабенам, зажатым между встречными взбросами. Понятие, имевшее вначале главным образом структурное содержание, в дальнейшем, особенно в последние десятилетия, обогащалось представлениями о геологических условиях и вероятных глубинных механизмах формирования этих линейных зон растяжения, о характерных магматических и осадочных образованиях и, таким образом, наполнялось генетическим содержанием. Складывалось современное понимание рифтогенеза, которое четверть века назад вошло в концепцию тектоники плит как один из важнейших ее элементов. При этом оказалось, что большинство рифтовых зон (в новом, широком их понимании) находится в океанах, однако там рифты как структуры, контролируемые сбросами, имеют подчиненное значение, а главным способом реализации растягивающих напряжений служит раздвиг.

5.1. Глобальная система рифтовых зон

Байкальская рифтовая зона - дивергентная граница, расположенная в районе озера и Восточных Саян. Её центральная часть располагается под озером. Здесь происходит расхождение земной коры. На западе рифта расположена Евразийская плита, а с востока его ограничивает Амурская плита, движущаяся от рифта в сторону Японии со скоростью около 4 мм в год.

Общие сведения

Как и в других дивергентных зонах, земная кора Байкальского рифта утончается и магма очень близко подходит к поверхности земли. Горячие источники присутствуют как на дне озера, так и на поверхности. Однако признаков вулканической активности в непосредственной близости от береговой линии озера не обнаружено. В относительно недавнее время вулканизм проявлялся неподалёку от озера и вероятно связан с рифтовой зоной. Это вулканические зоны плато Удокан, расположенного примерно в 400 км к северо-востоку от верхнего края озера, плато Ока с вулканами Кропоткина и Перетолчина к северо-западу от южной оконечности , плоскогорье в 200 км к востоку от рифта и Тункинская котловина, расположенная между озёрами и , являющаяся не затопленной частью рифта. В юго-западной части Байкальского рифта, на территории Монголии, находится озеро Хубсугул.

Одни исследователи объясняют образование Байкальского рифта по механизму трансформного разлома, другие предполагают наличие под Байкалом мантийного плюма, третьи объясняют образование впадины пассивным рифтингом в результате коллизии Евразийской плиты и Индостана. Есть предположения о том, что проседание впадины связано с образованием вакуумных очагов вследствие излияния базальтов на поверхность (четвертичный период). Байкальский рифт активен. В его окрестностях постоянно происходят землетрясения.

Наряду с Восточно-Африканским рифтом, Байкальский - ещё один пример дивергентной границы, расположенной внутри континентальной коры.

Приложение. Байкальский рифт

Первые геологические описания Байкала были проведены еще в ХVIII веке. Так, в 1772 году российский академик, немец по происхождению, писал:

«Байкал кажется свидетелем большой катастрофы; он местами неизмеримо глубок, имеет несколько утесов, подобных столбам, как вымурованным из глубины. Но в горах не находят, кроме несчастных и слабых землетрясений никаких других разрушений… ни разломов, ни следов вулканов, лав» .

Разломы и вулканы были обнаружены позднее, в следующем столетии (их детальное изучение позволило отнести Байкал к рифтовым структурам). Однако всерьез рифтовой тематикой заинтересовались только в середине ХХ века. Значительный вклад в изучение Байкальского рифта внесли сотрудники Института земной коры СО РАН, образовавшие научную школу по изучению континентального рифтогенеза.

Причины рифтогенеза: гипотезы

В начале 1970-х годов широко развернулась дискуссия о причинах рифтогенеза. Этот спор коснулся и Байкальского рифта. Известные исследователи, американец Питер Молнар и француз Пол Таппонье, обратили внимание на связь столкновения Азиатской и Индийской плит с деформацией во внутренней части Азии. Они предположили, что этот механизм мог привести к «пассивному» растяжению в зоне Байкальского рифта. Такая точка зрения получила большую популярность за рубежом. Вера Александровна Рогожина и Владимир Михайлович Кожевников из Института земной коры по сейсмическим данным зафиксировали под Байкальским рифтом аномальное разуплотнение на подлитосферных глубинах, в так называемой верхней мантии Земли. Поэтому, российская сторона отстаивала точку зрения о главенствующей роли глубинных термальных процессов – то есть «активном» рифтогенезе. Эта многолетняя проблема о «пассивном» и «активном» механизме растяжения Байкальского рифта по-прежнему остается актуальной. Хотя в последнее время все больше и больше исследователей приходят к мысли об одновременном действии обоих механизмов. Автором не навязывается какое-либо определенное мнение о механизмах образования Байкальского рифта. Вместо этого приводятся новые, и на мой субъективный взгляд, наиболее важные данные о тектонике, вулканизме, осадконакоплении и глубинном строении. Интерпретация этих данных зачастую остается неоднозначной.

Структура байкальского рифта

Байкальская рифтовая система расположена во внутренней части континента и отделяет северную стабильную часть Евразиатской плиты от другого крупного стабильного блока, называемого Амурской микроплитой. Рифтовая система состоит из серии впадин (крупнейшая из них - Байкальская) и разделяющих их поднятий, протягивающихся более чем на 1500 км, также включает в себя поля познекайнозойского вулканизма, расположенные на некотором удалении от впадин и их горного обрамления.

Байкальская котловина состоит из двух самостоятельных впадин – Южнобайкальской и северобайкальской, отделенных друг от друга Академическим подводным хребтом.

Научная школа по изучению континентального рифтогенеза в Институте земной коры СО РАН (г. Иркутск)

Основателями научной школы стали геологи и , а также геофизик Андрей Алексеевич Тресков. Ими были заложены основы систематического изучения Байкальского рифта. В своей автобиографии (апрель, 1984) Н.А. Флоренсов писал:

"В моей докторской диссертации оказались смешанными элементы угольной геологии, молодого вулканизма, главное же – элементы позднемезозойской и кайнозойской тектоники Прибайкалья и Забайкалья. Ранее…, я искал здесь отличия от типичных африканских рифтов, но затем оказалось, что между теми и другими имеется явное сходство. К счастью, моя ошибка оказалась просто при мне, а сводка, данная в диссертации и затем в монографии,… послужила отправной точкой для широких и многолетних исследований чуть ли не всего нашего института по рифтовой тематике… "

После ухода Николая Александровича эстафету перенял его ближайший соратник и ученик, академик .

Николай Александрович Флоренсов был основателем (до 1962 г. - Институт геологии Восточно-Сибирского филиала Академии наук СССР) и его первым директором. В период руководства Николая Алексеевича Логачева (1976 – 1998 гг.) рифтовая тематика принесла Институту широкую, в том числе и международную, известность. Исследования в этом направлении и поныне ведутся их учениками и коллегами.

Возраст осадочных толщ

Количество рыхлых осадков в Байкальской котловине оценивается в 75 тыс. км 2 , что составляет примерно 70% осадочных отложений впадин всей рифтовой системы (Логачев, 2003). Южнобайкальская впадина считается наиболее древней. В 1970-х Николай Алексеевич Логачев и Николай Александрович Флоренсов предположили, что ее образование началось в позднем эоцене – раннем олигоцене, примерно 30-35 млн. лет назад. С тех пор традиционно это значение фигурирует в большинстве публикаций о Байкальском рифте. В последние годы Николай Алексеевич Логачев отмечал, что на самом деле впадина может быть гораздо древнее.

Определение времени начала впадинообразования затруднено. Для того, чтобы получить ответ на этот вопрос, нужно добраться до пород, погребенных под многокилометровой осадочной толщей. В рамках международного проекта «Байкал-бурение» в байкальских осадках было пробурено несколько скважин в зимние периоды 1996 – 1998 гг. с вмороженных в лед барж. Наиболее длинная возрастная летопись была получена при бурении осадков на Академическом хребте, поскольку этот участок дна Байкала удален от всех береговых источников сноса вещества и поэтому характеризуется наименьшей скоростью осадконакопления. Было определено, что возраст осадков в основании выбуренного осадочного керна длиной 585 м составляет примерно 8,3 млн лет (Хориучи и др., 2004). Это минимальный доказанный возраст озера Байкал. Согласно последним данным скорость осадконакопления в последние 4,5 млн лет на Академическом хребте составляла в среднем около 0,04 мм в год, тогда как раньше она была в среднем около 0,1 мм в год (там же). То есть скорость осадконакопления уменьшилась более чем в два раза! Это неожиданный результат, так как традиционно по данным изучения изменчивости осадочного разреза суходольных впадин Байкальского рифта выделялись стадии «медленного» олигоцен-миоценового и «быстрого» плиоцен-четвертичного рифтогенеза.

Иными словами, зафиксированная смена скорости осадконакопления является прямо противоположной ожидаемой. Единственным объяснением этого факта, на мой взгляд, может быть существенное воздымание Академического подводного хребта на рубеж 5-4 млн лет назад, что привело к его изоляции от терригенного материала, привносимого, главным образом, реками Селенга, Баргузин и Верхняя Ангара.

Современное перемещение блоков

Скорость расширения Байкальской котловины оставалась до недавнего времени предметом серьезного спора. Вопрос оказался решенным благодаря использованию спутниковых систем навигации – GPS. По десятилетним наблюдениям с помощью постоянных и временных GPS пунктов удалось узнать, что скорость раздвижения стабильных блоков Сибирской платформы и Амурской микроплиты составляет 4 мм в год. При этом все деформации локализуются вдоль осевой части Байкальского рифта.

Глубинное строение

Важную роль в понимании рифтогенеза играют исследования, позволяющие «увидеть» современную глубинную структуру коры и мантии. По данным сейсмической томографии, осуществленной в ходе российско-американского эксперимента в 1992 году, был построен скоростной разрез прохождения Р-волн (Мордвинова идр., 2003). Обнаружено, что одна низкоскоростная аномалия находится практически под Байкалом. Однако вторая располагается гораздо южнее, под территорией Монголии, там, где какое-либо растяжение коры отсутствует. Возникает резонный вопрос: что же вызывает понижение скоростей прохождения сейсмических волн в мантии – повышенная температура или особенности состава вещества? Обычно принимается первое объяснение .

Эволюция глубинного термального режима литосферы

Частичные выплавки из мантии щелочных базальтоидов по пути к поверхности иногда захватывают фрагменты окружающих пород. Находки таких пород, называемых ксенолитами, являются весьма ценными для познания вещественного состава и условий «жизни» земных глубин. В Байкальском рифте наибольший «урожай» мантийных ксенолитов был собран в восточной части Витимского вулканического поля Игорем Викторовичем Ащепковым и его коллегами из Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН.

Оказалось, что мантийные ксенолиты из миоценовых лав Витимского поля указывают на большой диапазон давлений, а произошли они из больших глубин, из молодых четвертичных лав - меньшим диапазоном. Это указывает на большую толщину литосферы в миоцене под Витимским полем, в сравнении с четвертичным временем. По расчетам, утонение литосферы за 13 млн лет составило примерно 15 км. При этом граница между уровнями образования минералов-индикаторов, гранатов и шпинелей углубилась примерно на 8 км, что согласно экспериментальным данным указывает на повышение температуры.

Отметим еще одну интересную особенность. Несмотря на значительное утонение литосферы под Витимским полем, сколь либо существенного растяжения коры не происходило. Согласно данным бурения, заполненные осадками впадины под лавами не превышают в ширину первые десятки километров, а в глубину – первые сотни метров .

Вулканизм

При определении возраста вулканических пород Байкальского рифта была установлена сложная миграция вулканизма в Восточном Саяне и на Удоканском хребте. В обоих районах вулканизм со временем смещался по замысловатым траекториям с преобладающим западным трендом, т.е. практически в противоположную сторону от общего движения Евразиатской литосферной плиты. Это, вероятно, указывает на тектонический контроль подъема магм в области сочленения структур сжатия и растяжения, при этом общее смещение вулканизма в западном направлении согласуется с существованием в астеносфере относительно неподвижного горячего источника магм.

Для того, чтобы в мантии появился частичный расплав необходимо либо поднять ее температуру, либо снизить давление, или же насытить мантию летучими компонентами. При пассивном рифтогенезе со скоростью 5 мм в год, а также при такой толщине литосферы и коры, как в Байкальском рифте, давление в мантии никогда не снизится настолько, чтобы мантийные породы начали плавиться при отсутствии летучих компонентов. Однако если в мантии имеются легкоплавкие участки с водосодержащими минералами или карбонатами, то такие участки даже при незначительных перепадах температуры и давления будут переходить в расплав.

Характерно, что распределение вулканических полей не тяготеет ни к рифтовым впадинам, ни к гравитационным минимумам – областям потенциального повышения тепла. Особо показателен пример с вулканическим плато Дариганга в Монголии. По-видимому, это указывает на то, что плавление мантии Байкальского рифта и сопределенных территорий контролируется, в первую очередь, ее составом.

Для изучения состава плавящейся мантии изучаются изотопные отношения элементов. Отношение изотопов неодима и стронция, измеренные в лавах юго-западной части Байкальского рифта, в сопоставлении с составами лав хребта Хангай показали, что область плавления мантии можно разделить на три части (произвольно обозначенных как компоненты А, В и С). Компонент А относится к области подлитосферной мантии (астеносфере), а два других компонента характеризуют неоднородную литосферную мантию. Причем, компонент В может относиться к более глубоким частям гранат-содержащей мантии, а компонент С - к шпинель-содержащей мантии или области кора-мантийного перехода.

Существует две крайние модели растяжения литосферы во внутриконтинентальных областях, называемые моделями «активного» и «пассивного» рифтогенеза. Движущей силой «активного» рифтогенеза является источник тепла восходящего мантийного потока, обычно называемого плюмом. При этом допускается, что область зарождения таких плюмов может находиться на разделе верхней и нижней мантии на глубине 650 км или даже на границе с ядром на глубине 2700 км.

Основными характеристиками «активного» рифтогенеза считают формирование тектонических впадин на фоне крупного регионального поднятия, повышенный тепловой поток и широко распространенный вулканизм. Последний должен предшествовать и формированию регионального поднятия, и впадинообразованию. Преобладающий состав вулканических пород «активного» рифта должен проявляться на большой территории и не зависеть от состава и возраста литосферы.

В модели «пассивного» рифтогенеза основной причиной растяжения считают тектонические напряжения, возникающие на границах литосферных плит на значительном удалении от области растяжения. Фиксируемое воздымание подлитосферной мантии пассивно следует утонение литосферы. Характеристикой «пассивных» рифтов считают приуроченность всех рифтовых структур древним границам между литосферными блоками разного возраста и слабо проявленный вулканизм. При этом растяжение предшествует вулканизму, а вулканические породы отражают неоднородный состав литосферы.

Кореляция тектонических событий

Только лишь коровые напряжения от зоны Индо-Азиатской коллизии или местные источники тепла в мантии не могли привести образованию Байкальского рифта. В последние годы также стала обсуждаться идея о важной роли взаимодействия литосферных плит на восточной окраине Евразии.

Обращает на себя внимание, что эпизоды сжатия и растяжения в зонах столкновения Индо-Азиатских и Тихоокеано-Азиатских плит смещены относительно друг друга по времени. Если сжатие воздействовало на южную окраину Центральной Азии, то в это время на ее восточной окраине существовал режим растяжения. И, наоборот, существенного сжатия, возникавшего на восточной окраине, южная окраина испытывала эпизод релаксации.

Такая динамика сжатия и растяжения могла «раскачивать» внутренние части Центральной Азии, приводить к смещению блоков, что при их геометрии формировало зоны сжатия и растяжения на границах этих блоков. При таком механизме следует ожидать, что импульсы основных тектонических событий в Центральной Азии (например, импульсы вращения Амурской микроплиты) будут совпадать по времени со сменой тектонического режима на границах литосферных плит. К сожалению, датирование таких импульсов по-прежнему остается сложной задачей. Для Байкальского рифта периоды воздымания могут быть оценены по данным изучения положения датированных лав в рельефе . Всего было выявлено 4 таких эпизода: 21-19, 16-15, 5-4 и около 0,8 млн лет назад. Интересно, что смена скорости осадконакопления на подводном Академическом хребте, произошедшая 5-4 млн лет назад, совпала с одним из таких эпизодов воздымания. Как отмечалось раньше, это событие может маркировать начало стадии «быстрого» рифтогенеза. В это время во фронте Индо-Азиаиской коллизии существовал режим растяжения, а сжатие на восточной окраине Центральной Азии началось чуть раньше этого эпизода. Таким образом, стадия «быстрого» рифтогенеза не может быть генетически связана с удаленными тектоническими событиями во фронте Индо-Азиатской коллизии. Она связана либо с тектоническими событиями на восточной границе Азии, либо с термальным и/или химическим воздействием на литосферу за счет местных мантийных источников тепла.

Заключение

Так какой же все-таки Байкальский рифт - «активный» или «пассивный»?

Коровые деформации и растяжение, в основном, контролируются удаленными тектоническими событиями, происходящими на границах литосферных плит. Разогрев же, утонение и плавление литосферы осуществляются за счет глубинных источников тепла, или благодаря существованию в мантии легкоплавных областей. Это означает, что Байкальский рифт несет в себе черты как «активного», так и «пассивного» рифтогенеза. Пытаясь рассмотреть развитие Байкальского рифта исключительно с позиций изучения коровых деформаций или эволюции вулканизма, или глубинной геофизики, мы оказываемся в положении слепых мудрецов, изучающих слона на ощупь в известной притче. Только интеграция различных направлений исследований позволит нам дать ответ, какой из механизмов рифтогенеза преобладал, менялось ли их соотношение во времени, связаны ли процессы растяжения коры и магмообразования или это два независимых процесса. Необходимость объединения своих усилий сегодня осознается практически всеми исследователями, а это означает, что когда-нибудь, начиная статью о Байкальском рифте, можно будет сказать «мы знаем, как и почему он образовался».

Происхождение Байкала до сих пор вызывает научные споры. Возраст озера учёные традиционно определяют в 25?35 млн лет. Этот факт также делает Байкал уникальным природным объектом, так как большинство озёр, особенно ледникового происхождения, живут в среднем 10?15 тыс. лет, а потом заполняются илистыми осадками и заболачиваются. Однако существует также версия о молодости Байкала, выдвинутая доктором геолого-минералогических наук Александром Татариновым в 2009 году, которая получила косвенные подтверждения во время второго этапа экспедиции «Миров» на Байкале. В частности, деятельность грязевых вулканов на дне Байкала позволяет учёным предполагать, что современной береговой линии озера всего лишь 8 тысяч лет, а глубоководной части -- 150 тысяч лет.

Одни исследователи объясняют образование Байкала его расположением в зоне трансформного разлома, другие предполагают наличие под Байкалом мантийного плюма, третьи объясняют образование впадины пассивным рифтингом в результате коллизии Евразии и Индостана. Как бы то ни было, преобразование Байкала продолжается до сих пор -- в окрестностях озера постоянно происходят землетрясения. Есть предположения о том, что проседание впадины связано с образованием вакуумных очагов вследствие излияния базальтов на поверхность (четвертичный период).

П.А. Кропоткин (1875) считал, что образование впадины связано с расколами земной коры. И.Д. Черский, в свою очередь, считал генезис Байкала как прогиб земной коры (в силуре). В настоящее время получило широкое распространение теория (гипотеза) «рифта». По этой гипотезе, в результате сжатия земной коры образуется огромное сводовое поднятие, а растяжение, сменяющее впоследствии сжатие, вызывает проседание верхней части свода по оси.

Н. А. Флоренсов рассматривает впадину Байкала как центральное, крупнейшее и древнейшее звено Байкальской рифтовой зоны, возникшей и развивающейся одновременно с мировой рифтовой системой. «Корни» впадины, рассекая всю земную кору, уходят в верхнюю мантию, т. е на глубину 50-60 км. Под впадиной Байкала и, по-видимому, под всей рифтовой зоной происходит аномальный разогрев недр, причина которого пока неясна.

Легкое разогретое вещество, всплывая, приподняло над собой земную кору, местами взломав ее на всю толщу и образовав основу современных хребтов, окружающих Байкал. Одновременно разогретое вещество растекалось под корой в стороны, что создало горизонтальные силы растяжения. Растяжение коры вызвало раскрытие древних и образование новых разломов, опускание по ним отдельных блоков и оформление межгорных впадин - рифтовых долин - во главе с гигантской впадиной Байкала.

При исследовании донных отложений Байкала с помощью специальных поршневых вакуумных трубок ученым удалось в различных районах озера отобрать колонки донных отложений длиной 10-12 м. Поверхностные слои донных отложений во всех котловинах представлены тонкозернистыми алевритовыми илами. Но в нижней части колонок, на глубине 8-10 м от поверхности дна, в разных местах оказались песчаные отложения, которые обычно формируются на мелководных участках озера или в руслах рек, в их дельтах и на придельтовых территориях при интенсивном перемешивании донных наносов. Однако ничего подобного на глубинах в 1000-1600 м, где найдены песчаные отложения, в настоящее время в Байкале нет. На основании этого и родилась гипотеза, что Байкал с его большими глубинами возник совсем недавно, а некоторые исследователи песчаные отложения под слоем ила стали называть добайкальскими. Скорость осадконакопления в открытом Байкале в настоящее время равна в среднем 4 см за 1000 лет. Следовательно, нетрудно подсчитать и время, когда Байкал еще не был Байкалом, а на его месте были мелководные водоемы или водотоки, - всего 200-250 тыс. лет назад. В геологическом масштабе времени это совсем недавно, практически на глазах человека.

Исследования же палеонтологов и палеолимнологов показывают, что на Байкале, в разных районах побережья, довольно широко распространены озерные отложения третичного времени со специфической ископаемой озерной фауной - моллюсками, остатками растений и других организмов. Возраст этих находок и отложений не менее 20-25 млн. лет. Следовательно, уже тогда на месте современного Байкала существовал довольно водоем озерного типа со значительными глубинами. Возможно, очертания его не совсем точно совпадали с контурами современного озера - например, в южной котловине он был несколько шире. В то время, вероятно, было довольно глубокое озеро в Баргузинской долине и серия озер в Тункинской впадине. Современные же очертания могли сформироваться сравнительно недавно, может быть, в ледниковый или послеледниковый период, потому что развитие котловины Байкала, как и всего Байкальского рифта, продолжается - об этом свидетельствуют многочисленные ежегодные землетрясения.

А песчаные отложения в толще донных осадков на больших глубинах могли образоваться при селевых паводках, мутьевых потоках и подводных оползнях. Например, такие же песчаные отложения, принесенные мутьевыми потоками и подводными оползнями, найдены в Тихом океане на расстоянии нескольких сот километров от берега Калифорнии. Необходимы более тщательные исследования, возможно, с бурением донных осадков в районе больших глубин, для того чтобы проследить историю развития котловины и эволюцию животного и растительного мира Байкала.

Рифты как глобальные геотектонические элементы - это характерная структура растяжения земной коры. Под понятие рифтов подходят также узкие формы рельефа - борозды (“грабены”), еще не скомпенсированные осадками и отложениями; крупные и широкие впадины с достаточно взаимоудаленными бортами; куполовидные, или протянувшиеся в виде хребтов, системы поднятий, осложненные осевым грабеном (например, рифты в центральных частях океанов и в Восточной Африке). Считается, что все это есть лишь различные временные стадии формирования рифтовых структур, которые обнаружены в настоящее время в океанах и на континентах. Возраст определяется по отложениям и осадкам.

Первое место среди планетарных рифтовых систем занимает образовавшаяся в течение кайнозоя и развивающаяся по настоящее время Мировая система рифтов (МСР), обнаруженная в 1957 году, которая протягивается на длину свыше 60 тыс. км под водами Мирового океана, и заходящая рядом своих ответвлений также на континент. МСР представляют собой широкие (до тысячи километров и более) поднятия, возвышающиеся над дном на 3,5 - 4 километра и протягивающиеся на тысячи километров. К осевым частям хребтов приурочены активные рифтовые зоны, состоящие из системы узких грабенов (рифтовых ущелий типа Байкала), обрамленных рифтовыми горными грядами типа Байкальского, Баргузинского и других хребтов, окружающих Байкал.

К другим рифтовым (планетарного масштаба) относятся рифты, приуроченные к континентам (кроме оговоренных выше) - например, Рейнский грабен (длина около 600 км) или Байкальская рифтовая зона (длина более 2,5 тыс. км). Современные рифтовые зоны континентов имеют много общего с рифтами срединноокеанических хребтов, принадлежащих МСР. Их возникновение также связано с процессами подъема глубинного вещества, сводового поднятия, горизонтального растяжения земной коры под его напором, утонением коры и подъемом поверхности Мохоровича. Континентальные рифтовые системы (КСР) также образуют ветвящиеся в плане протяженные системы (подобно МСР), но гораздо менее выраженные в рельефе, поэтому некоторые их звенья кажутся изолированными. На первый взгляд трудно назвать аналогом Байкала рифтовое ущелье, погребенное под толщей воды в 3-3,5 километра. Происхождение Байкальской и океанических рифтовых зон одинаково по своей сути. Большинство КСР имеют кайнозойский возраст образования. Байкальский рифт образовался в конце палеогена. В поперечном сечении рифтовая зона представляет собой систему ступенчато погружающихся к осевой части скошенных под различными углами блоков. Поверхности раздела обычно являются крутопадающими сбросами.

Земная кора континентальных рифтов характеризуется заметным утонением до 20-30км, подъемом поверхности Мохоровича и увеличением мощности осадочного слоя, поэтому в разрезе земная кора имеет форму двояковогнутой линзы. В изучении рифтовых структур многое еще не выяснено и не изучено. Является ли рифтообразование процессом, присущим только мезокайнозойским эрам? Возник ли этот процесс лишь в последующие 100-150 млн. лет жизни Земли, или на его долю следует отнести преобразование ее лика и в более ранние эпохи? На эти вопросы еще не даны ясные ответы.

Процессы рифтообразования следует рассматривать как одну из характерных черт развития земной коры, имевшей место в течение всей истории ее жизни. Они обусловлены горизонтальным растяжением земной коры, приводящей к вертикальному опусканию. Блоков земной коры и поднятию на дневную поверхность вещества мантии. В развитии рифтовых зон имеет место определенная стадийность. На первой стадии вследствие подтекания разуплотненного вещества мантии в земной коре образуется куполообразное или линейно-протяженное поднятие, затем за счет растяжения идет формирование грабеновых прогибов в наиболее приподнятых их частях. На последующих стадиях рифтовые зоны могут служить осевыми частями более крупных опусканий, или, в случае смены растяжения сжатием, перерождаются в складчатые приподнятые сооружения геосинклинального типа.

Распространение рифтовых зон не имеет строго линейного характера. Отдельные их части (элементы) взаимно смещаются в поперечном направлении по трансформным разломам. Изучение современных и древних рифтовых зон в океане и на континентах позволит получить ясное представление о строении и геологической истории этих крупных геологических планетарных структур, а также о нефтегазоносности многокилометровых осадочных пород, заполняющих многие рифтовые впадины. Озеро Байкал как относительно молодая рифтовая зона при ее дальнейшем изучении способна предоставить еще более обширный материал для более глубокого понимания сущности геологических, магматических процессов в области рифтовых зон.