Называют рифтовой зоной интересно почему. Алфавитный указатель. Отрывок, характеризующий Байкальская рифтовая зона

Рифтогенез (рифтинг) – геотектонические процессы, приводящие к образованию рифтов (rift – расселина, ущелье). Это могут быть: 1 – дифференциальные движения блоков – во время поднятия краевых частей крупных глыб вдоль древних разломов возникают блоки, отстающие в своём движении от этих глыб и создающие зоны рифтов; 2 – зоны растяжения, возникающие при горизонтальном разнонаправленном перемещении глыб; 3 – зоны растяжения и проседания над крупными аркогенными (воздымающимися) структурами; 4 – зоны растяжения, образующиеся на начальных стадиях раскола литосферных плит на континентальной (контролируются сбросами) или океанской коре (контролируются раздвигами) над восходящими плюмами.

Все варианты механизма континентального рифтогенеза предусматривают локальное утонение коры под действием растягивающих напряжений с проявлением: системы нормальных и пологих симметричных и ассиметричных (по отношению к осевой части структуры) сбросов; системы грабенов над вершиной крупного свода (мантийного диапира или аркогена); сопутствующего интенсивного магматизма (рис. 7.18). Океанский рифтогенез с позиций тектоники литосферных плит называется еще спредингом. Основу его составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, которое может развиваться как продолжение континентального рифтогенеза. Вместе с тем современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океана закладывались на океанской литосфере в связи с перестройкой движения плит и отмирания более ранних рифтовых зон.

Рифтогенная структура (рифт) (от англ. rift – расселина, ущелье) – линейно вытянутая на несколько сот км (нередко >1000км) щелевидная или ровообразная структура глубинного происхождения. Ширина Р.с. от 5 км до 400 км. Выделяются Р.с. – внутриконтинентальные (Восточно-Африканский, Байкальский и др.), межконтинентальные (Красноморский и др.) и внутриокеанские или срединноокеанические (Атлантический, Тихоокеанский и др.). Для них характерны условия растяжения (раздвигания), интенсивный магматизм (интрузивный и эффузивный) и «подавленный» седиментогенез.

Внутриконтинентальные рифты представляют собой систему грабенов, ограниченных нормальными сбросами. Дно грабенов занято озёрами или заполняется грубообломочными осадками. Магматические проявления известны как внутри, так и за пределами грабенов (в бортах). Это щелочные и щелочно-оливиновые базальты (с мантийными метками), платобазальты (похожие на траппы), карбонатиты, вулканиты кислого состава и др. Срединноокеанические рифты приурочены к срединноокеаническим хребтам (СОХ) и образуют единую мировую систему протяженностью около 80 тысяч км. Они обладают сильно расчлененным рельефом с относительным превышением до 2 км. В них образуется незначительное количество глубоководных осадков, подушечные лавы базальтов и рои даек.

В пределах Кольского региона к внутриконтинентальным палеорифтогенным структурам раннепротерозойского возраста отнесена Печенга-Имандра-Варзугская структура. Ряд исследователей считают, что она переживала в людиковии океаническую стадию (т.е. развивалась как срединноокеанический рифт).

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

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.

Как относиться к приведенным словам поэта? Неужели природа так проста, что на самом деле в ней все ясно и наука о природе - чистое заблуждение, искусственное создание загадок, на решение которых человечество тратило столько напрасных усилий? Было бы ошибочно думать, что Федор Иванович Тютчев не понимал, что такое наука и что раскрытие секретов природы небесполезно. Все дело в том, что сама в себе, независимо от человеческого сознания, природа не содержит, не может содержать ничего загадочного. Субъективное понятие загадочности возникает как следствие несовершенства отражения человеческим сознанием явлений природы. Преодоление этого несовершенства, стремление к нему составляют путь развития науки.

Загадки, секреты, тайны природы для пытливого человеческого сознания - мир, полный романтики и несравненной привлекательности. И в этом смысле природа не обидела Восточную Сибирь. Она создала Байкал как загадку для нас, как закономерно-необходимое явление в развитии земных недр.

Громадность и суровый нрав Байкала были загадочны для вышедших к его берегам первых землепроходцев. Эта загадочность разрешилась в их сознании убеждением, что Байкал - это море. Новые и новые открытия заставили отказаться от признания Байкала настоящим морем. Так возникла новая загадка: что же это такое, непохожее ни на море, ни на самые большие известные тогда науке озера? Следовали новые открытия. И сразу же являлись новые загадки. Уже в послевоенное время в языке ученых появился новый термин, мало что говорящий массовому читателю, - Байкальский рифт и Байкальская рифтовая зона.

Байкал в XVII-XVIII вв. прославился как пресное море. В следующем веке он стал известен всему миру как глубочайшее на Земле совершенно пресное озеро. В первой половине нашего века к нему пришла слава замкнутого очага биологического видообразования, в котором возникли и развились только ему одному свойственные организмы (эндемики). Во второй половине нашего века Байкал прославился как единственная в Азии, причем возникшая в самой глубине материка рифтовая структура. Такова своеобразная научная «карьера» Байкала. И что особенно замечательно - в своей последней роли, в раскрытии не-существовавшего у природы, но не дававшего покоя науке «секрета» Байкала, нашли свое естественное место и землетрясения, и вулканические постройки, и само расположение гор на юге Восточной Сибири.

Вспомним теперь еще раз об основных чертах структуры земной коры в Прибайкалье. Здесь стыкуются древняя Сибирская платформа и область столь же древней складчатости, составляющая как бы раму платформы, или, как часто говорят, ее южное складчатое обрамление. Граница между этими областями имеет довольно простой контур, с двумя «заливами» к югу - Иркутским и Алданским. Сибирская платформа обладает плоским или слабо волнистым рельефом поверхности водоразделов, но речные долины ее глубокие, с крутыми склонами. Отсюда другое, географическое, название платформы - Средне-Сибирское плато. Его южный край всюду выражен довольно резким уступом - переходом в горную область Саян, Прибайкальских гор и Станового нагорья. Общая черта всех этих гор - преобладание массивных форм над резкими, острыми, затем - параллельность главных более-менее обособленных возвышенностей (хребтов, цепей) краю Сибирской платформы и умеренные высоты, не превосходящие, как правило, 3000 м над уровнем моря. Чем дальше к югу от северного края гор, тем менее влияние этого края на направление отдельных крупных возвышенностей, но все же пологий изгиб - переход северо-западных «саянских» простираний на северо-восточные «байкальские» сохраняется в общем плане и в пределах Монголии. Поблизости от линии стыка плато-горы, местами удаляясь от него в глубь гор, а местами подходя к нему вплотную, видны отдельные пониженные участки - внутригорные (межгорные) впадины, кажущиеся на первый взгляд просто сильно расширенными отрезками речных долин. Удобные ровные места в днищах этих впадин, понятно, в первую очередь привлекали к ним первых поселенцев, в них останавливались первые путешественники, окружающая их природа, прежде всего, привлекала к себе внимание. Поэтому межгорные впадины этого гористого края исторически оказались первоочередными объектами геологической науки. Одним из них, конечно, самым первым, стала впадина озера Байкал.

Первые путешественники, среди них светила тогдашней науки (их имена начертаны на карнизе Иркутского краеведческого музея), судили об этих просторных низинах среди горных высот по-разному, но уже в конце XVIII века некоторые ученые видели в них катастрофические провалы, вызванные глубинными силами, именно теми, что заявляют о себе частными местными землетрясениями. Высказывались мнения, что громадные опускания среди гор - следствие вулканических процессов. Очень многие считали, что это просто остатки огромных древних речных долин, а И. Черский полагал, что котловина Байкала - медленно углубляющаяся и сжимающаяся вогнутая складка земной коры.

В XIX в. сходные крупные межгорные понижения были хорошо изучены в Европе. В то время натуралисты разных стран о многом стали судить по европейским образцам. Было установлено, что типичная структура крупных межгорных понижений - грабен, то есть опускание продольного участка земной коры между двумя параллельными разломами-сбросами. Подобные грабены стали затем находить почти во всех горных странах, а их образцом, прототипом, оставался Рейнский грабен - опускание по сбросам между горными массивами Шварцвальд и Вогезы. С ним стали сравнивать и впадину Байкала. Этому в огромной степени содействовал авторитет крупнейшего исследователя Сибири В. А. Обручева, считавшего, что «древнее темя» Азии на всем своем пространстве разбито ка отдельные блоки, частью опущенные, частью приподнятые, и на таком «структурном фоне» впадина Байкала являлась лишь крупнейшей и наиболее молодой.

Дальнейшие исследования показали, что межгорные впадины Прибайкалья и Северной Монголии образуют некоторую как бы связанную протяженными разломами земной коры единую систему, составляя своими звеньями, т. е. отдельными впадинами, подобие цепи, протянувшейся более чем на 2000 км от оз. Хубсугул в Монголии до Южной Якутии. Ранее, еще в начале XIX в., отмеченное внешнее сходство впадин подсказывало мысль о геологическом родстве всех звеньев такой цепи, о близком времени и сходном способе их образования. В начале нашего века английский геолог Дж. Грегори описал сходную, по размерам еще более грандиозную систему подобных же впадин в Восточной Африке, назвав их рифтовыми долинами. Другой английский геолог Б. Уиллис, исследуя впадину Мертвого моря в Палестине, нашел, что образующие ее краевые параллельные разломы суть не сбросы, а взбросы, или крутые надвиги, которыми стенки-грабены как бы сжимают центральную опущенную полосу. Такую структуру, в отличие от рифта, он назвал рам-пом. Вскоре после этого и к впадине Байкала применили модель рампа. Ранее, в самом начале нашего века, геолог Львов указал на сходство впадины Байкала с впадиной другого глубочайшего озера - Танганьики в Африке. Наконец, геолог Павловский, также отмечавший сходство впадин Байкала и Восточной Африки, предложил для всех звеньев Прибайкальской системы межгсркых опусканий удачное общее название «впадины байкальского типа».

Очень резкий подъем геологических исследований в межгсрных впадинах Прибайкалья произошел в 50-е годы в связи с поисками нефти и газа. Было пробурено несколько довольно глубоких скважин. Институт земной коры, тогда просто Институт геологии Академии наук СССР в Иркутске, вплотную занялся геологией всей этой области. Были получены важные результаты по впадине Байкала и ее ближайшим соседкам. Однако самое важное заключалось в том, что именно в это время на новой научно-технической базе были проведены обширные межнациональные исследования дна Мирового океана и была открыта Мировая рифтовая система. Это открытие явилось настоящей сенсацией и стало важнейшей вехой в развитии наук о Земле. Основу Мировой рифтовой системы составляют срединно-океанические хребты, связанные друг с другом в единую сетку, как бы опутывающую весь земной шар. Срединно-океанические хребты тяготеют к срединным (медианным) частям океанов, но такое срединное положение занимают не все они: лучше всего оно видно в Атлантическом подводном хребте, особенно в северной его части. Сами по себе эти возвышения океанического дна мало напоминают настоящие хребты, какие мы видим на суше. Это поднятия с шириной основания в сотни до полутора тысяч километров и относительной высотой до 3 км. Общая длина системы таких хребтов превышает 70 000 км, а площадь равняется площади всех материков. Резкие формы рельефа обнаружены только в вершинных, гребневых частях хребтов. Они созданы, во-первых, ступенчатостью склонов, во-вторых, наличием глубоких и узких осевых впадин сбросового происхождения - рифтовых «долин». Будучи поднятиями тонкой (7-10 км) океанической коры, подводные хребты отличаются высокими значениями теплового потока (до 3-10 мккал·см 2 с), сильным вулканизмом с излияниями базальтовых лав, сильной сейсмичностью, присутствием обломков ультраосновных пород, свидетельствующих о близком залегании к поверхности дна мантийного вещества. Открытке и дальнейшее изучение Мировой рифтовой системы послужило толчком к созданию гипотезы спрединга (расширения, разрастания океанического дна симметрично в обе стороны от срединных хребтов), а также гипотезы громадных - на тысячи километров в течение геологической истории - горизонтальных перемещений литосферных плит.

Одной из своих ветвей Мировая рифтовая система выходит из Индийского океана на сушу, где и продолжается в виде, во-первых, громадной рифтовой структуры Красного моря, во-вторых, в виде Восточно-Афрнканской зоны континентальных рифтовых впадин. Что касается Рейнского грабена и грабенов Байкальской зоны, то они по ряду признаков оказались очень близкими к океаническим рифтовым ущельям, хотя прямой пространственной связи с Мировой рифтовой системой не имеют. Понятно, что при своей «сухопутности», доступности для всесторонних исследований, возможности непосредственного, визуального знакомства и уже довольно высокой геологической изученности Рейнская, Байкальская и давно состоявшая кандидатом в аналогичные структуры земной коры Провинция Хребтов и Бассейнов на Западе США стали предметом специального изучения по Международной программе.

В 1966 г. в Иркутске, в стенах Института земной коры, состоялась выездная сессия Научного совета по изучению земной коры и верхней мантии АН СССР под председательством В. В. Белоусова. Были подведены итоги сделанного по впадине Байкала и соседним сходным с ней структурам. Составлена программа дальнейших исследований. Организована Байкальская секция названного Научного совета. Изучение Байкала как явления природы, обусловленного глубинными процессами, вступило в новую стадию.

Если теперь впадины байкальского типа превратились в «рифтовые долины» или просто в рифтовые впадины, то встал вопрос об их отношении к Мировой рифтовой системе. Байкальская рифтовая зона казалась совершенно изолированной, как бы «заброшенной» в глубь материка Азии, да еще и разместилась она на территории, сложенной древними и отчасти Древнейшими толщами горных пород. Пора было перейти к изучению возможными средствами и приемами глубоких недр под всей рифтовой зоной. В эту Работу включился Институт геологии и геофизики Сибирского отделения Академии наук в Новосибирске, другие институты Иркутского научного центра, многие сибирские производственные организации. На первый план выдвигались, естественно, геофизические работы. О них мы подробнее скажем ниже.

На рис. 7 изображена общая схема Байкальской рифтовой зоны. На ней показаны контуры рифтовых впадин, поля распространения неоген-четвертичных вулканических пород и основные, выраженные в рельефе разломы земной коры, а также контур Саяно-Байкальского сводового поднятия (нагорья) в пределах изогипсы (линии равных высот) 1500 м над уровнем моря. Все это главные характеристики рифтовой зоны. На схеме видно, что рифтовая зона в южной части вплотную прилегает к северной границе Монголо-Сибирских гор и тем самым к южной границе Сибирской платформы, а на северо-востоке отступает от этой границы к югу. Вулканические поля тяготеют к флангам рифтовой зоны, но Витимское лавовое плато смещено к востоку от нее. Байкал - главное центральное звено рифтовой зоны - связан с особенно мощными разломами земной коры. Очень многие разломы на всем пространстве зоны - результат растрескивания земной коры, происходившего в неогене и четвертичном периоде, вплоть до наших дней. Почти все е падины и Байкал, конечно, тоже более или менее асимметричны, северные и северо-западные борта у них короче и круче южных и юго-восточных.

Все рифтовые впадины выполнены до той или иной глубины толщами осадков речного и озерно-болотного.нисхождения. Подобные осадки продолжают накапливаться в них и теперь. Лучше всего осадочные толщи изучены по южному краю котловины Байкала и в соседней с ней к западу Тункинской впадине, что связано с поисками нефти и глубоким бурением в этих районах. Выяснено, что накопление наземных и водных осадков (а следовательно, и зарождение рифтовых впадин) началось еще в верхнем, может быть, и среднем палеогене и продолжалось в течение всего неогена и четвертичного периода, т. е. более 25 млн. лет. Как это обычно бывает в материковых (а не морских) условиях, накопление осадков происходило неравномерно, по мере «роста», то есть углубления и расширения рифтовых впадин. На западном фланге рифтовой зоны накопление осадков сопровождалось неоднократными излияниями базальтовых лав и выбросами пирокластов, то есть обломочных вулканических материалов. О составе и строении таких мощных линз осадков можно судить по рис. 5. Местами как по краям, так и в средних частях рифтовых впадин осадки затронуты разломами, смяты в небольшие складки.

Много интересных данных по накоплению осадков в современном глубоководном Байкале получено в последние десятилетия. Они подтвердили его «молодость» и показали, что механизм накопления осадков в нем сходен с морским. Кстати, несколько слов о глубинах и рельефе дна Байкала.

Громадная глубина Байкала была известна, конечно, еще первым насельникам Байкала - бурятам, эвенкам, курыканам и, может быть, более древним народам, освоившим здесь рыболовство. Промеры с помощью простого морского лота были проведены в прошлом веке, более точные - экспедицией Дриженко в начале нашего века. Работами Байкальской лимнологической станции Академии наук наибольшая глубина Байкала была показана недалеко к востоку от острова Ольхон. Она равнялась 1740 м. Однако позже, уже в 60-е годы, Лимнологическим институтом были предприняты специальные исследования озера с помощью эхолота и составлена первая карта рельефа дна Байкала. Максимальная, найденная примерно в том же районе глубина Байкала оказалась равной 1620 м. Она и принята в настоящее время как наиболее достоверная. И несмотря, так сказать, на некоторую «потерю очков», Байкал остается среди пресноводных озер чемпионом мира по своей глубине.

Карта донного рельефа озера в целом подтвердила предположения о том, что Байкал состоит из трех ясно обособленных котловин, что самая глубокая на них средняя, что северо-западный подводный склон очень крут и ступенчат, что юго-восточный борт более длинный и пологий, но имеет очень сложный рельеф, что глубочайшие части Байкала представляют собой как бы подводные равнины, что к северо-востоку от северной оконечности острова Ольхон по направлению примерно к Ушканьим островам протягивается подводная возвышенность, названная Академическим хребтом, что, наконец, подводные склоны местами бороздят, как в океане, глубокие каньоны. Тем не менее работы по изучению озерного дна продолжались. Новые и новые промеры по эхолотным профилям позволили В. И. Галкину создать скульптурную гипсовую модель впадины Байкала. Наконец, объединенными силами Лимнологического института и Института океанологии Академии наук были проведены еще более точные исследования котловины Байкала, выполненные путем прецизионного (высокоточного) эхолотирования, подводного фотографирования и даже непосредственных наблюдений с подводных аппаратов «Пайсис». Они полностью подтвердили основные результаты ранних подводных работ, но значительно их детализировали. И что замечательно, в схеме, в идее нынешняя структура впадины Байкала оказалась именно такой, какой геологи в 50-е годы представляли и изображали ее почти интуитивно. Ширина западного склона впадины оказалась всего 3-5 км, с крутыми или отвесными обрывами и очень узкими площадками отдельных ступеней. Напротив, ширина восточного склона много больше (25-30 км), он очень неровен, разбит на многочисленные блоки и продольными, и поперечными разломами. Выяснилось, что озерные осадки, в том числе самые молодые, затронуты разломами, что особенно хорошо было видно у подошвы западного склона, то есть в сфере влияния основного Обручевского разлома. Еще раз подтвердилось, что впадина Байкала - резко несимметричная рифтовая структура, продолжающая свое развитие.

Все, о чем говорилось до сих пор в этой главе, составляет, так сказать, внешнюю геологическую картину Байкальской рифтовой зоны и ее центрального звена - Байкальского рифта. Природа четко показала нам основные их черты. Но мы не можем этим довольствоваться, так как лишь очень поверхностно (и в прямом, и в косвенном смысле) можем судить по приведенным материалам о происхождении, о причинах и механизме образования Байкальской рифтовой зоны. А ведь эта зона - признанный образец, генотип континентальных рифтовых зон вообще. Попробуем, насколько это возможно, «углубиться» в земную кору под рифтовой зоной.

И исторически, и по существу первое слово в познании земной коры в Прибайкалье принадлежит сейсмологии. Еще в XVII веке начал накапливаться материал о здешних землетрясениях, и стало ясно, что Прибайкалье - район высокой сейсмичности. В 30-е годы в связи с поисками нефти на Байкале в Юго-Восточном Прибайкалье стали проводить сейсмическое зондирование, применяя искусственные возбудители упругих колебаний в верхних слоях земной коры (взрывные устройства). Большой размах сейсмическое зондирование для решения общих задач строения коры приобрело в 79-е годы. Оно велось совместно с новосибирскими академическими и иркутскими производственными (разведочными) кадрами ученых. Эти работы с большой достоверностью показали, что земная кора в Прибайкалье подстилается слоем с пониженными плотностью и вязкостью, толщина которого под Байкалом 30-50 км. Этот так называемый астеносферный (слабый) слой в разных районах Земли залегает на разной глубине - до 200-300 км и, таким образом, между ним и подошвой земной коры обычно располагается верхняя часть мантии с нормальными значениями плотности и вязкости, составляющая низы каменной оболочки - литосферы. Работами методом ГСЗ было показано, что в Прибайкалье скорость в аномальном слое продольных сейсмических волн 7,6-7,8 км/с, а в подстилающей его «нормаль-ной» верхней мантии - 8,1-8,2 км/с. Эта разница и есть глазное основание для суждения о пониженной вязкости и плотности астеносферного слоя. Дальше мы увидим, что сравнительно малая глубина «слабого» слоя под Байкалом устанавливается и другими методами.

Для изучения местных землетрясений, эпицентры которых тяготеют к Байкалу и Байкальской рифтовой зоне в целом, Институт земной коры организовал целую сеть (до 20) сейсмических станций. Густая сеть станций позволила очень точно определить местоположение эпицентров местных землетрясений и составить их карту, все время пополняющуюся материалом новых и новых землетрясений. Было выяснено, что очаги, то есть места разрядки накопившейся сейсмической энергии и тем самым источники упругих волн в Прибайкалье, находятся на сравнительно малой глубине - до 15-20 км. Анализ напряжений во многих этих очагах, начиная от южного Байкала и до восточного фланга рифтовой зоны, показал примерно одинаковую картину: близгоризонтальное растяжение, направленное вкрест тектонических и орографических линий и примерно параллельное последним, более ми менее горизонтальное сжатие. В очагах землетрясений к западу от Байкала векторы сжатия и расширения как бы менялись местами. Такая картина, как еще раньше было известно, свойственна очагам землетрясений очень сейсмичней советской Средней Азии и всей Центральной Азии. Эти данные имеют очень большое значение для понимания современной механики земной коры в Прибайкалье. В 60-70-е годы работами Института земной коры были установлены систематические опоздания сейсмических волн, приходящих от удаленных землетрясений, к станциям Прибайкалья. Изучение этих явлений показало, что под всей Монгольско-Сибирской горной системой находится громадная каплеобразная область разуплотненной и, по-видимому, перегретой мантии, верхняя граница которой под Байкалом подходит к самой подошве земной коры. При этом оказалось, что горизонтальная проекция контура «аномальной» мантии весьма близко покрывает территорию новейшего горообразования высокой, а местами - в Западной Монголии - высочайшей сейсмичности (до 11 баллов), Байкальской рифтовой зоны, области распространения выходов горячих вод и следов новейшего вулканизма. Вот насколько сейсмические методы продвинули наши знания о строении недр Прибайкалья и соседних областей, вот насколько уточнилась сказавшаяся уникальной геологическая позиция впадины Байкала, а вместе с ней и самого уникального озера!

Просматривая эти строки, читатели могут подумать, что сейсмические исследования в Институте земной коры ведутся только затем, чтобы разобраться в строении недр окружающей территории и приблизиться к пониманию механизма образования Байкальской рифтовой зоны. Да, они ведутся для этой цели, но лишь попутно с основной работой - изучением сейсмичности Монголо-Сибирской горной системы как одного из важных условий, важных слагаемых природной обстановки, в которой мы живем, работаем, строим. Результаты Мондинского 1950 г., Муйского 3957 г., Среднебайкальского 1959 г. землетрясений вместе с наблюдением выраженных в рельефе следов древних, доисторических землетрясений и данными действующей сейсмической службы по Восточной Сибири и Монголии, а также с историческими сведениями о бывших здесь землетрясениях - это ценнейший материал для составления карты сейсмического районирования, работы государственного значения, выполняемой Институтом земной коры уже много лет. Такие карты, в основе которых лежит сейсмостатистический материал, оценивающие с той или иной вероятностью сейсмическую опасность отдельных территорий, составляются в разных масштабах и имеют, по соответствующем утверждении, нормативное значение. От них во многом зависит планирование размещения новых строек, типы конструкций, виды стройматериалов и размеры ассигнований. Мы видели выше, что район центрального отрезка трассы БАМа в проекте карты сейсмического районирования территории СССР в 50е годы оценивался как вполне безопасный, а на самом деле, как показали работы ИЗК, он лежит в том районе Байкальского рифта, сейсмичность которого сейчас, на основании вполне объективных данных, оценивается в 10 баллов. В последние годы вся трасса БАМа, большая часть которой проходит в рифтовой зоне, получила более точную оценку сейсмической опасности.

Такие научные задачи, как определение глубин очагов местных землетрясений, механизмы очагов, распределение и плотность эпицентров, повторяемость землетрясений во времени - все это служит как научным целям, так и решению вполне конкретных практических задач. Сдвиг наших знаний в том и другом направлении, сделанный в последние годы, очень велик.

К землетрясениям мы еще вернемся, а сейчас скажем коротко об обычных геофизических методах и о их применении на площади Прибайкалья.

Сущность геофизических методов исследований состоит в выявлении аномалий физических полей Земли (магнитного, гравитационного, теплового и др.), то есть отклонений, наблюдаемых с помощью специальных приборов, величин значений того или иного поля от нормальных значений. Геофизические методы служат и практике поисков полезных ископаемых и помогают понять физические процессы в недрах Земли. Начнем с аномалий гравитационного поля в Прибайкалье.

Еще в самом начале нашего века во время гидрографического описания и составления для нужд судоходства лоции Байкала было обнаружено, что ширина Байкала при определении астрономическим способом и способом триангуляции получалась разной - в первом случае она была уже. Разгадка такого странного, на первый взгляд, явления была в том, что измерения астрономическими методами не зависят от направления силы тяжести, тогда как геодезические измерения прямо зависят от положения отвеса. На берегах Байкала отвес отклонялся в сторону горных склонов, сложенных плотными - около 2,7 г/см 3 - кристаллическими породами. Оказывал влияние и огромный объем воды в Байкале, плотность которой близка к 1. Тем самым впервые обнаружились аномалии силы тяжести на Байкале, связанные с контрастами плотностей. В 30-е годы гравиметрические работы стали проводиться уже систематически, особенно в послевоенные годы. Все они были связаны с поисками нефти на Байкале. С самого начала здесь ожидалось сложное гравитационное поле. На это как бы намекали сложный горный рельеф, огромная чаша воды Байкала, «неуемность» современных движений земной коры, следующая как из высокой сейсмичности, так и из прямых измерений методом повторного нивелирования по одним и тем же профилям. Так, оказалось, что в настоящее время впадина Байкала продолжает опускаться относительно соседних хребтов со скоростью до 6 мм/год. Картина гравитационных аномалий была обнаружена действительно сложная, причем отрицательные аномалии силы тяжести, по общему мнению, создаются здесь не только водой, но и толщей рыхлых осадков на дне озера, плотность которой меньше средней плотности земной коры. Расчеты позволили оценить толщину кайнозойских осадков во впадине Байкала, а также глубину поверхности кристаллического фундамента, на котором они лежат. Эта глубина - до 6000 м ниже уровня моря!

Учитывая роль воды и осадков в создании отрицательных аномалий Байкала, ученые пришли к выводу, что на большой глубине под ним должны находиться породы повышенной плотности, и на этом основании было высказано предположение, что земная кора под впадиной Байкала несколько тоньше, чем под соседними хребтами, и плотные породы верхней мантии лежат, соответственно, ближе к земной поверхности. Это значит, что «недостаток» массы в верхней части коры как бы компенсируется глубинным избытком, то есть впадина приблизительно изостатически уравновешена. Земная кора как бы плавает на мантии, образуя под Байкалом некоторый пережим или, как говорят металловеды, «шейку». Это предположение было в общем подтверждено последними данными глубинного сейсмического зондирования.

В Байкальской рифтовой зоне сравнительно простым оказалось магнитное поле. На его общем, близком к нормальному фоне выделена серия местных вытянутых аномалий. Источники магнитных аномалий, как показали расчеты, лежат в рифтовой зоне в значительно более тонком слое (18 км), чем под соседней Сибирской платформой (33 км). Как полагают, толщина такого слоя определяется температурой около 450°С (так называемая точка Кюри), выше которой титано-магнетит теряет свои магнитные свойства, выходит, что под рифтовой зоной изотерма 450° лежит на почти вдвое меньшей глубине, чем, скажем, во внутренней части Иркутского амфитеатра.

Очень важные данные принесло магнито-теллурическое зондирование в Прибайкалье - один из методов изучения электропроводности недр. Было показано существование в мантии под Прибайкальем слоя повышенной проводимости, верхняя граница которого под рифтовой зоной находится на глубине 40-50 км, а в соседних районах платформы на глубине около 100-120 км. Как это следует из опытов над силикатными породами (а ими сложена мантия), подобное повышение электропроводности достигается при температуре порядка 1200°С. Отсюда следует, что слой такой температуры также находится значительно выше, под рифтовой зоной. Вспомним теперь о многочисленных следах очень молодого вулканизма в Прибайкалье, описанных выше, а также о многочисленных выходах здесь горячих источников, которые все вместе прямо указывают на повышенный разогрев недр под Байкальской рифтовой зоной.

В начале книги мы уже указывали, что глубинный тепловой поток на Байкале заметно повышен. Специальными измерениями установлено, что линейно вытянутые тепловые аномалии во впадине Байкала охватывают не всю его площадь, а сосредоточены в узких линейных зонах разломов. Величина удельного теплового потока в них в два-три раза выше среднего для континентов и достигает 3 мккал см 2 /с. Итак, зсе говорит о том, что под рифтовой зоной располагается мощный глубинный энергетический источник, обнаруженный в последнее десятилетие сейсмическими методами. Вернемся к нему еще раз.

Явление аномальной мантии на юге Восточной Сибири было обнаружено, а лучше сказать,- было заподозрено из-за систематического запаздывания во времени прихода сейсмических волн, возбуждаемых землетрясениями, к сейсмическим станциям Прибайкалья. Читатели здесь вправе спросить: что значит запаздывание сейсмических волн и разве существует их «расписание»? Да, такое расписание существует для каждого вновь возникающего землетрясения, и его нарушение означает, что на том или ином отрезке пути сейсмических колебаний их, так сказать, нормальная для данных глубин скорость изменилась в ту или иную сторону. В физической сейсмологии существует чрезвычайно важное понятие - годограф, то есть график зависимости времени прихода волн на регистрирующую станцию от расстояния до очага. Огромнее количество наблюдений за скоростями сейсмических волн на различных глубинах Земли при землетрясениях во всем мире и знание средних скоростей в разных оболочках планеты (сами оболочки и их границы были установлены сейсмическими методами) и позволило иметь теоретическое расписание прихода сейсмических волн в ту или иную точку земной поверхности. Сам факт такого запаздывания не может не означать изменений свойств среды, по которой проходит волна, то есть указывает на аномалию среды в некотором ее объеме. Восстанавливая, например, графический ход сейсмических волн, можно таким образом приближенно представить себе форму и размеры аномальной мантии. Предполагается, что снижение скорости сейсмических волн связано с частичным плавлением вещества мантии, через которую волны проходят и, следовательно, с уменьшением его средней плотности. А если это так, то массы с пониженной плотностью должны «всплывать» вверх сквозь мантию с нормальной плотностью. Срабатывает закон Архимеда. Но сравнительно легкое (менее плотное) вещество мантии, поднимаясь вверх, не может не нести в себе большого запаса тепла, захваченного с больших глубин. Принимая все эти допущения, нисколько не противоречащие физическим законам, оказалось возможным дать схему аномальной мантии под рифтовой зоной и ее окрестностями (рис. 8). В таком виде аномальная мантия подпирает под Байкалом самую подошву коры, а на юго-западе погружается на глубину 700 км и более (рис. 9).

Итак, получается, что прохождение рифтовой зоны и ее главного звена - Байкала - связано с существованием в глубочайших недрах этого района Азии мощного источника тепловой энергии. А так как начало образования рифтовой зоны совпадает с концом палеогена или началом неогена, то и начало приближения аномальной мантии к земной коре может быть датировано в этом районе примерно 25 млн. лет.

Пора подытожить приведенные в этом очерке данные и постараться представить себе, каким образом образовалась или могла образоваться Байкальская рифтовая зона, а по ее образцу и другие континентальные рифтовые зоны.

Исходным является положение о том, что в толще планеты, а именно - на границе мантии и земного ядра - происходит некая сепарация вещества по плотности (достигающей на этих глубинах, как помним, 5,9 г/см 3) и начинается медленный подъем менее плотных масс к поверхности планеты. С течением времени, пройдя через всю толщу мантии, то есть почти 3000 км, порции вещества пониженной плотности, состоящего из смеси тугоплавкого перидотита и расплавленного (выплавленного из перидотита) базальта, накапливаются под земной корой и приподнимают ее, вызывая тем самым начало процесса горообразования на земной поверхности. Образуется сводовое поднятие коры, размеры которого будут, очевидно, зависеть от объема скопившегося под ней глубинного вещества. Процесс поднятия и горообразования при продолжающемся подтоке под кору мантийного вещества относительно низкой плотности может продолжаться лишь до тех пор, пока не будет достигнуто изостатическое равновесие, то есть до наступления момента, когда вес сводового поднятия компенсирует выталкивающую силу. Но такое равновесие «по вертикали» еще не будет означать, что наступило полное механическое равновесие во всей системе и процесс закончен. Дело в том, что скопившееся под корой вещество аномальной мантии должно растекаться в стороны, подчиняясь принципу стремления к минимуму гравитационной энергии. Так, например, кусок вара, положенный на горизонтальную плоскость, неизбежно будет растекаться в стороны. Растекание мантийного вещества создает за счет вязкого трения растягивающие силы в земной коре под сводовым поднятием. К растягивающим силам добавляются еще силы, направленные вдоль склонов сводового поднятия - кора, как всякое тело на наклонной плоскости, будет стремиться соскользнуть со склонов выпуклости мантии. С другой стороны, растяжение должно приводить к раскрытию трещин древних разломов в земной коре и к образованию новых разломов, а тем самым возникает возможность внедрения в трещины разломов вещества аномальной мантии, его остывания, кристаллизации и превращения в ультраосновные породы, выполняющие собой трещины. Вместе с тем, отдавая тепло окружающей среде, мантийное вещество будет нагревать кору в ограниченном объеме, прилегающем к разлому. В свою очередь, в разогретом объеме коры уменьшится вязкость вещества и увеличится его способность к растяжению. Если весь этот процесс пойдет Широким фронтом (в коре откроются многочисленные трещины разломов, и в них внедрятся многочисленные мантийные тела), то в целом земная кора будет Растягиваться над выступом мантии, следовательно, и Угоняться. Поверхность Земли над таким выступом представит собой рифтовую впадину со всеми ее атрибутами. Изложенная гипотеза (ее главный автор - профессор Ю. А. Зорин), как видим, представляет собой интерпретацию установленных фактов в рамках общей идеи. В нее вписываются и ее обосновывают и геологические данные (широкое развитие разломов - в первую очередь), и данные о наружном рельефе рифтовой зоны, и данные сейсмичности, особенно вывод о преобладании поперечных к структурам рифтовой зоны сил растяжений в очагах землетрясений, и данные о запаздывании сейсмических волн под земной корой, наблюдения над геофизическими полями, словом, весь современный научный материал по Байкальской рифтовой зоне. На рис. 7 схема строения Байкальского рифта изображена графически. В принципе она пригодна для объяснения происхождения и других континентальных рифтов.

Итак, предполагается, что растягивающие силы действуют во всем сводовом поднятии, но они деформируют земную кору там, где она особенно сильно ослаблена трещинами, разогрета внедрениями вещества мантии. После охлаждения коры ее пластическое, то есть без разломов, растяжение может смениться образованием в тонкой части коры нового разлома, и тогда весь процесс повторится. Длительное (миллионы лет) образование рифтовой впадины, вероятно, и заключается в чередовании фаз возникновения открытых трещин и фаз растяжения без разрывов после внедрения в трещины мантийного расплава. Все это, конечно, протекает непросто и хотя бы потому, что в верхней, менее прогретой и, значит, более хрупкой части коры растяжение должно осложняться образованием новых разломов, не идущих на глубину и затухающих в области более разогретой и пластически деформируемой коры. Значит, такие разломы (в отличие от других - глубинных и сверхглубинных, разделяющих, например, целые литосферные блоки, или плиты) будут «работать» только в верхней части коры. И действительно, очаги землетрясений в Байкальской и других рифтовых зонах, несомненно, связанные с коровыми разломами, лежат преимущественно на небольших глубинах - до 15-20 км.

Остается еще один вопрос. Сводовое поднятие и рифтовая впадина на нем - в известном смысле противоположные явления, действующие как бы навстречу друг другу. А ведь расплывание мантийного вещества в стороны под сводовым поднятием должно вести к его снижению, а затем и к уничтожению. Ка самом же деле рифтовые впадины и на суше, и в океане почти неизменно связаны с обширными сводовыми поднятиями. Таков и Байкальский рифт. Современные геофизические измерения показывают, что хребты вокруг рифта продолжают подниматься, а впадины опускаться. Как это объяснить с точки зрения механизма ркфтообразования в том виде, в каком он изложен нами? Очевидно, все дело здесь в постоянном притоке под земную кору вещества аномальной мантии и восстановлении таким образом высоты сводового поднятия.

Что же, можно ли теперь сказать, что загадка Байкальского рифта, а с ним и загадка образования других рифтовых зон Земли, имеющих столь много общих черт, успешно и до конца решена? Конечно, этого сказать нельзя, что, однако, никоим образом не должно разочаровывать нас. В самом деле, из обобщения геологических и геофизических обширных и разнообразных материалов может следовать нарисованная модель Байкальского рифта. При ее построении были использованы преимущественно физические данные, а процесс образования сводового поднятия и рифтовой впадины на его вершине рисовался только как механические деформации. Но в земной коре и верхней мантии происходят сложные физико-химические процессы, существо и результаты которых не могут считаться полностью изученными. Ведь речь идет о пока недоступных и непрозрачных недрах планеты, и как ни разнообразны и ни изощрены косвенные методы их познания, многие трудности еще далеко не преодолены.

Байкальская рифтовая зона остается еще во многом нерешенной загадкой, и если, по Тютчеву, она на самом деле очень проста, то природа продолжает скрывать эту ее простоту за сложными ограждениями. А искушение, о котором писал Тютчев, это и есть стремление познать самую простоту, хотя бы поневоле сложными и трудными путями.

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

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.