Рифтовите зони са много обширни (с дължина много стотици и хиляди километри) ивични тектонични зони от планетарен мащаб, разпределени в рамките на континенти и океани, в които се случва издигането на дълбок (мантийен) материал, придружено от разпространението му в страни, което води до повече или по-малко значително напречно разтягане в горните нива на земната кора. Най-важният структурен израз на процеса на разширение на земната повърхност обикновено е образуването на дълбок и относително тесен (от няколко километра до няколко десетки километра), често стъпаловиден грабен (симетричен или асиметричен), ограничен от нормални разломи с голяма дълбочина (самият рифт или „рифтова долина“), или няколко (понякога цяла серия) подобни грабени. Дъното на грабените също е нарязано от разломи и пукнатини на напрежение. Потъването на дъното на грабените спрямо техните стени, като правило, предшества натрупването на седиментен материал в тях, въпреки че последният в много случаи се допълва от запълването им с вулканични продукти, поради което рифтите обикновено имат ясен пряк израз в релефът под формата на линейни депресии. В по-голямата си част рифтите са обрамчени от двете страни или поне от едната страна от асиметрични издигания (наклонени полуарки, едностранни хорстове и по-рядко хорстове), начупени в една или друга степен, като грабени, от надлъжни, диагонални и напречни пукнатини, разломи и често усложнени от вторични тесни грабени. В някои случаи издигането се случва и в разрива, разделяйки го на два клона. Съотношението на обемите на тези издигания и рифтови депресии отразява съотношението на мащабите на издигане и разширение в определена рифтова зона. Някои от тях, особено океанските, се характеризират със значителна роля на напречните срязващи измествания, по-специално в зоните на така наречените трансформиращи разломи.
Рифтовите зони като цяло и предимно аксиалните грабени (рифтове) имат повишена или дори много висока сеизмичност, като огнищата на земетресенията се намират на дълбочина от няколко километра до 40-50 km, а моделът на напрежението в огнищата се характеризира с преобладаване на максимално субхоризонтално насочени напрежения, приблизително перпендикулярни на оста на рифтовата зона. Рифтовите зони, с редки изключения, се характеризират с повишен топлинен поток, чиято величина обикновено се увеличава с приближаването им до тяхната ос, често достигайки 2-3, а понякога дори 4-5 единици топлинен поток. Развитието на повечето рифтови зони е придружено от прояви на хидротермална активност и магматизъм и по-специално от вулканични изригвания, подхранвани от подкорови, а в някои континентални рифтови зони, може би от вътрешнокорови магмени камери. Въпреки това, мащабът на магматичния процес, обемът на неговите продукти, техният състав и връзката им с определени етапи на рифтинг и с определени участъци от рифтовата зона варират в изключително широки граници. Наред с рифтовите зони, в които магматичната дейност съпътства всички етапи от тяхното развитие, а нейните продукти покриват почти цялата им площ и достигат обеми от стотици хиляди кубични километри, има рифтови зони, където тя се проявява локално, спорадично или напълно липсва.
Рифтовите зони на океаните се характеризират с контрастно ивично двустранно симетрично магнитно поле, което според преобладаващите представи се създава по време на процеса на рифтинг и като че ли отпечатва неговите отделни етапи. Въпреки това, магнитното поле на зоните на континентален разрив до голяма степен отразява структурните характеристики на техния фундамент и претърпя само известно преструктуриране по време на процеса на разцепване. Рифтовите зони обикновено, макар и не винаги, се характеризират с гравитационни минимуми в аномалното поле на Бугер, но аксиалните части на някои от тях имат тесни максимуми, причинени от издигането на мафичен и ултрабазитен материал. Въпреки това, формите, размерите на гравитационните аномалии и естеството на факторите, причиняващи смущения, могат да варират значително. По правило рифтовите зони са близки до състояние на изостатично равновесие.
Земната кора в съвременните рифтови зони е малко по-тънка в сравнение със съседните области, а горната част на мантията, поне непосредствено под повърхността на M, в много от тях се характеризира с аномално ниска скорост на надлъжни сеизмични вълни (7,2-7,8 km/s ) и донякъде намалена плътност и вискозитет, което очевидно се дължи на повишените топлинни условия и в някои случаи на появата на селективни центрове на топене в горната мантия. Тези лещи или „възглавници“ от декомпресиран материал на мантията вероятно представляват проекции на покрива на астеносферата, достигайки основата на земната кора под съвременните рифтови зони. Рифтовите зони рядко съществуват изолирано; като правило те образуват повече или по-малко сложни комбинации. Методите за „съединяване“ на съседни рифтови зони и общият план на тяхното групиране могат да бъдат много разнообразни и в същото време да се различават значително между континенталните и океанските зони. Ние наричаме комбинации от редица тясно свързани помежду си пространствено приблизително едновременни рифтови зони от подобни или различни типове рифтови системи. Този термин може да се приложи към всяка комбинация от рифтови зони, независимо от техния размер, сложност и модел, но се използва главно във връзка с онези комбинации, които се характеризират с наличието на различно ориентирани рифтови зони, дървовиден модел или наличие на няколко полуизолирани клона, не подобни на лента, но подобни на изометричен общ контур. В случаите, когато рифтовите зони (или техните системи), комбинирани помежду си, образуват заедно линейно удължени структури с дължина от няколко или дори много хиляди километра, ние ги наричаме рифтови пояси (по аналогия с геосинклиални и орогенни пояси). Терминът рифтова система се използва и за обозначаване на всички взаимосвързани рифтови пояси на Земята, които заедно образуват сложна криволичеща и разклонена мрежа на повърхността на нашата планета. В последния случай говорим за глобална рифтова система. Последният с основните си разклонения обединява повечето от рифтовите пояси (и системи) на Земята. Основната му част пресича океаните, а избледняващите му краища и разклонения в няколко района на Земята проникват дълбоко в континентите. Въпреки това, в рамките на континентите (и вероятно в океаните) също има отделни, изолирани рифтови пояси и дори отделни рифтови зони, които не са свързани с глобалната рифтова система.
1) океански или вътреокеански, при който както аксиалната „рифтова долина“, така и нейното оформяне имат кора, близка до океанската, която е подложена от изпъкналост на мантийния материал с аномално намалени скорости и плътност на сеизмичните вълни в сравнение с тези, типични за горната част на океана част от мантията;
2) междуконтинентален, при който аксиалната част на рифта има кора, близка до тази на вътреокеанските рифтови зони, периферните му части имат донякъде изтънена и преработена континентална кора, а „раменете“ имат типична континентална кора. Зоните на междуконтиненталните разриви, подобно на вътрешноконтиненталните, могат да се образуват или на платформи (разриви Аденски и Красноморски), или в рамките на млада сгъната област (разрив на Калифорнийския залив);
3) континентален или вътрешноконтинентален, при който както рифтът, така и неговите „рамена“ имат кора от континентален тип, но обикновено донякъде изтънена, особено под рифта (от 20 до 30-35 km), фрагментирана, необичайно нагрята и подложена от леща от донякъде декомпресиран мантиен материал.
Взаимни преходи и тесни структурни връзки на междуконтиненталните разриви, наблюдавани в природата в резултат на напредналия процес на развитие на вътрешноконтиненталните разриви. Поне част от ширината на междуконтиненталните рифтови зони (от порядъка на няколко десетки километра) очевидно се дължи на деформации на натиск или натиск-срязване на блокове от континенталната кора и изпъкване на материал от мантиен произход между тях, докато във вътрешноконтиненталните разриви, ние се занимаваме главно с грабеновидно слягане на блокове от континентална кора с амплитуда на разширение от порядъка на няколко километра и не винаги със запълване на отварящи се пукнатини с диговидни интрузии. От своя страна междуконтиненталните рифтови зони са структурно тясно свързани с рифтовите пояси на Индийския и Тихия океан, в които процесът на издигане на дълбок материал и хоризонтално разширение протича още по-интензивно. Въпреки това би било неразумно да се приеме по аналогия, че всички рифтови зони и океански пояси представляват по-нататъшен етап от развитието на междуконтиненталните разриви и следователно са възникнали в резултат на още по-голямо разделяне на блокове от континенталната кора. Например, по отношение на източнотихоокеанския рифтов пояс можем да кажем с достатъчна увереност, че той е по-млад от Тихия океан и е възникнал върху океанската кора. Фактът, че продължението на този рифтов пояс почти изцяло преминава към северноамериканския континент и се наслагва върху Кордилерската мезозойска нагъната област, очевидно предполага, че движещият механизъм на рифтинга е свързан с толкова големи дълбочини, при които разликите между океаните и континентите не са по-дълго засегнати, но Конкретните прояви на този процес на земната повърхност се различават значително в зависимост от това дали засяга кората на океаните, младите нагънати области, платформите и др.
Рифтовите зони и пояси, принадлежащи към трите идентифицирани категории, се различават значително по своя размер, морфология на структурните форми, мащаба на вулканизма (най-големият в рифтовите зони на океаните), химията на неговите продукти (толеитови базалти в рифтови зони, скали много разнообразни по отношение на киселинността и алкалността в рифтовите зони), големината на топлинния поток (най-висок в океанските рифтови зони), структурата на магнитното поле, модела на напреженията в източниците на земетресения (в континенталните рифтови зони векторът на напреженията на натиск е ориентиран субвертикално, а в океанските - обикновено субхоризонтално и субпаралелно на простирането на рифтовата зона) и т.н. Континенталните рифтови пояси се характеризират с такива пространствени комбинации от съседни рифтови зони като тяхната ясна изсечка, ен. ешелонна подредба, лакътна артикулация, ветрилообразно разцепване, кръстовището на три зони, събиращи се под различни ъгли, взаимен паралелизъм, огъването на две съседни зони около разделящ ги сравнително „твърд“ блок, играещ ролята на един вид среден масив в структурата на рифтовия пояс. Напротив, рифтовите пояси на океаните се характеризират с пресичането им от множество напречни или диагонални така наречени трансформиращи разломи, разделящи тези пояси на отделни напречни сегменти (рифтови зони), чиито оси изглеждат изместени една спрямо друга.
Видове континентални рифтови зони. При идентифицирането на типовете сред съвременните континентални рифтови зони трябва да се вземат предвид следните основни критерии: а) характеристики на тектонското положение, структурата на основата и предишната геоложка история на района, който стана арена на рифтинг, б) естеството на тектонските структури създадени в процеса на рифтинг и моделите на тяхното формиране, в) ролята, мащаба и характеристиките на магмените процеси, съпътстващи рифтинга, а понякога и предшестващи го.
Въз основа на първия критерий рифтовите зони и континенталните пояси могат да бъдат разделени на две основни групи: 1) рифтови пояси и платформени зони (епиплатформени рифтови пояси и зони), в които образуването на рифове започва след много дълъг период (200-500 милиона години). или повече). етап на развитие на платформата или близък до него; 2) рифтови пояси и зони на млади нагънати структури (епиорогенни рифтови пояси и зони), където подобен процес е последвал непосредствено завършването на тяхното геосинклинално развитие, т.е. орогенния етап, или дори е бил съчетан с явления, характерни за епигеосиклиналната орогенеза. Епиплатформените рифтови пояси се характеризират с рифтови зони с големи единични аксиални грабени и субалкален или алкален характер на продуктите от съпътстващия вулканизъм, често с участието на карбонатити. Напротив, комбинации от множество тесни грабени, хорстове и едностранни блокове са характерни за епиорогенните рифтови пояси и зони, а вулканичните образувания в тях принадлежат към варовиково-алкалната серия.
Повечето съвременни континентални епиплатформени рифтови зони са ограничени главно до изпъкналостите на сгънатата основа на платформите, т.е. до райони, които са имали дългосрочно стабилно издигане, и много по-рядко - до райони на развитие на платформената покривка (Левантин, Северно море, и частично етиопски рифтови зони). В повечето случаи рифтовите зони се наслагват върху области на късна протерозойска (Гренвил, Байкал) сгъваемост или тектоно-магматична регенерация, „избягвайки“ области на по-древна - архейска или ранна протерозойска консолидация, които служат като външна „рамка“ на тези рифтове пояси или образуват вътре в тях своеобразни „твърди» средни масиви (масив Виктория в южната част на Африкано-арабския пояс). Много по-рядко рифтовите зони възникват върху основата на епипалеозойската платформа (участък Рейн-Рона от Рейнско-Либийския рифтов пояс). В повечето случаи младите рифтови структури наследяват настилките на древните сгънати и разломни структури на основата или се „адаптират“ към тях, образувайки лакътни, зигзагообразни и ешелонни комбинации. По този начин, по време на процеса на разцепване, древната анизотропна основа се разцепва по най-слабите посоки, точно както дънер от дърва за огрев се разцепва според влакнестата текстура на дървото. Отслабените зони на основата, използвани от кайнозойските рифтови структури, по време на дългото развитие на платформата от време на време (в палеозоя или мезозоя) стават по-активни и служат или като зони с повишена пропускливост за магматични стопилки и въвеждане на интрузии, по-специално пръстен -тип алкални масиви, или като зони на разломи и грабени.
Сред епиплатформените рифтови зони ясно се разграничават два типа, които се различават значително по естеството на структурите, относителната роля на вулканизма и историята на формирането. Авторът ги нарича пукнатини и куполни вулканични (Милановски, 1970):
а) рифтови зони от арховулканичен тип (етиопска и кенийска зони на Източна Африка) се характеризират с изключително мощна и продължителна наземна вулканична дейност. Започва в широка област още преди започването на рифта и впоследствие продължава в рамките на аксиалния грабен и свързаните с него вторични грабени и разломни зони. Основна роля играят изригванията на основни и средни лави и пирокластилити от силно алкална и слабо алкална серия. В Етиопската рифтова зона киселинните (с висока алкалност) вулкани също играят значителна роля. Появата на рифта се предшества от дългосрочен растеж на обширно нежно овално дъговидно издигане, придружено от мощни изригвания, след което в аксиалната му отслабена зона се образува сравнително плитък грабен, както и допълнителни грабени и разломи, свързани с него - напречни и диагонални по крилата на арката и ветрилообразно разминаващи се по нейните периклинали. Амплитудата на хоризонталното разширение в куполно-вулканичните рифтови зони е минимална. Характеризират се с умерена сеизмичност. Образуването на купол, характеризиращ се с голям гравитационен минимум, очевидно е свързано с появата на леща от декомпресиран, необичайно нагрят материал и с отделни магматични камери в горната мантия, а образуването на грабени се дължи отчасти на потъването на блокове от земната кора по време на разтоварването на тези камери по време на изригвания;
б) рифтовите зони от типа на прореза се характеризират с по-голяма дълбочина на грабените, които могат да достигнат 3-4 (грабен на Горен Рейн) и дори 5-7 km (грабен на Южен Байкал). Големите гравитационни минимуми са свързани с голямата дебелина на рохкави седименти в грабените. Грабените често се настройват един друг по страхлив начин. Пределните издигания са много по-тесни, отколкото в арховулканичните разриви, те не се проследяват навсякъде, често само от едната страна на грабена, а понякога напълно липсват, а в някои случаи (рифтова зона на Северно море) развитието на разриви възниква на фона на общо слягане. На някои места в рифтовата зона възникват издигания с форма на арка и хорст, достигащи в някои случаи огромни височини (до 4-5 km в блока Rwenzori в зоната на Танганайка). Гравитационните максимуми са свързани с вътрешни повдигания и тяхната изпъкналост е антиизостатична по природа. Слот рифтовите зони се характеризират със сравнително слаби, локални и епизодични прояви на вулканизъм или пълното им отсъствие. Въз основа на тази характеристика сред тях могат да бъдат разграничени слабо вулканични (Танганайка, Горен Рейн) и невулканични зони (средния сегмент на пояса на Байкалския рифтов пояс). Центровете на изригванията са ограничени до седловини между ясно разположени грабени, техните крайни стъпала, крайни издигания и други издигнати области. Петрохимически вулканизмът е близък до куполно-вулканичните зони, но тук по-често присъстват изключително алкални серии (натриеви или калиеви) и карбонатити. Вулканичната активност може да възникне на различни етапи от рифтинга.
Процесът на образуване на пукнатини започва с установяването на тесни линейно удължени грабени (обикновено ограничени до древни отслабени зони), запълнени първоначално с фино-кластични („моласеоидни“), както и карбонатни и хемогенни седименти, които впоследствие се заменят с по-едра континентална меласа. Тази поредица от образувания, както и геоморфологичните данни, показват, че интензивният растеж на крайните и вътрешни издигания е започнал по-късно от началото на грабените и на някои места все още не се е проявил. Концепцията за цепнатина, възникваща в резултат на срутване на дъгата, не е приложима за зони на цепнатини в прорези. Тези зони са по-сеизмични от куполните вулканични зони. Амплитудата на хоризонталното разширение в тях може да бъде по-голяма, отколкото в последния, но очевидно обикновено не надвишава 5-10 km. В грабените на слот рифтовите зони очевидно има значително „изтичане“ на топлинна енергия. В някои зони на празнини, в допълнение към компонента на плъзгане, има компонент на срязване. В Левантинската зона последното очевидно значително надвишава напречното разширение, а в някои от участъците му хоризонталната деформация се доближава до чисто срязване.
В рифтови пояси и зони на млади нагънати структури рифтингът следва геосинклиналния цикъл на развитие, като е пряко продължение на последния му, орогенен етап. По време на процеса на рифтинг в тези зони често възниква система от тесни, но много разширени (до много стотици километри) взаимно успоредни грабени, разделени от сравними тесни хорстове или едностранни хорстове (система на Кордилерския рифт). Амплитудите на относителното движение на блоковете по разделящите ги нормални наклонени разломи достигат 2-5 km. Наред с общото значително хоризонтално разтягане могат да възникнат значителни деформации на срязване (например изместването на Сан Андреас в Калифорния). Образуването на рифтови структури се предшества и придружава от изключително мощни изригвания на калциево-алкална магма, както кисела, така и основна. Вулканите се захранват от източници с различна дълбочина, разположени както в горната мантия (огнища на базалтов вулканизъм), така и в земната кора (огнища на липаритно-дацитов вулканизъм). Разпръскването на разширението и съпътстващия го вулканизъм в рамките на много широка ивица с множество грабени в някои епиорогенни рифтови зони очевидно се дължи на факта, че рифтингът се развива в условия на по-„затоплен“ и „пластмасов“, а в горната част - фрагментиран литосфера в сравнение с относително „твърдата“ и „студена“ литосфера на епиплатформените рифтови зони.
РИФТ (a. rift; n. Rift; f. rift; i. rift), рифтова зона, е голяма ивична (в план) зона на хоризонтално разширение на земната кора, изразена в горната й част под формата на един или няколко близки линейни грабени и съединени с тях блокови структури, ограничени и усложнени главно от надлъжни разломи като наклонени разломи и навлаци. Дължината на разрива е много стотици или повече от хиляди километра, ширината обикновено е десетки километра. В релефа разломите обикновено се изразяват като тесни и дълбоки продълговати котловини или канавки с относително стръмни склонове.
Рифтовете по време на периодите на тяхното активно развитие (рифтинг) се характеризират със сеизмичност (с плитки огнища на земетресение) и висок топлинен поток. По време на развитието на рифтовете те могат да натрупват дебели слоеве или , които съдържат големи масла, руди от различни метали и др. Аномално нагрятата и с нисък вискозитет горна част на мантията под развиващите се рифтове обикновено изпитва повдигане (т.нар. мантиен диапир ) и някои се разпространяват настрани, а горната кора показва някакво аркообразно издуване. Някои изследователи смятат тези процеси за основната причина за образуването на рифт, други смятат, че локалното повдигане на горната мантия и кора само благоприятства появата на рифт и предопределя локализацията му (или дори е следствие от него), докато основната причина за рифтинга е е регионална (или дори глобална?) разтягаща се кора. При особено силно хоризонтално разтягане древната континентална кора в рамките на рифта претърпява пълно разкъсване и между нейните отделени блокове, в този случай поради идващия от горната мантия магматичен материал с основен състав, се образува нова тънка кора от океански тип. . Този процес, характерен за океанските разриви, се нарича спрединг.
Въз основа на естеството на дълбоката структура на кората в рифтите и техните рамкиращи зони се разграничават основните категории рифтове - вътрешноконтинентални, междуконтинентални, периконтинентални и вътреокеански (фиг.).
Вътрешноконтиненталните разриви имат кора от континентален тип, която е по-тънка в сравнение с околните райони. Сред тях, според характеристиките на тектонското положение, разриви на древни платформи (епиплатформени или интракратонни) от куполо-вулканичен тип (например кенийски, етиопски, фиг. 1) и слабо или невулканичен пукнатинен тип (например , Байкал, Танганайка) (фиг. 2), както и рифтови и рифтови системи от подвижни пояси, които периодично възникват и след това се трансформират по време на тяхното геосинклинално развитие и се формират главно през постгеосинклиналните етапи от тяхната еволюция (напр. , рифтовата система на басейните и хребетите в Кордилерите, фиг. 3). Мащабът на разширение във вътрешноконтиненталните разриви е най-малък в сравнение с другите им категории (няколко километра до първите десетки километра). Ако континенталната кора в рифтовата зона претърпи пълно разкъсване, вътрешноконтиненталните разриви се превръщат в междуконтинентални (разриви на Червено море, Аденския залив и Калифорния; фиг. 4).
Вътрешноокеанските рифтове (т.нар. средноокеански хребети) имат кора от океански тип както в аксиалните си зони (зони на съвременен спрединг), така и по фланговете си (фиг. 5). Такива рифтови хребети могат да възникнат или в резултат на по-нататъшното развитие на междуконтиненталните рифти, или в по-стари океански области (например в Тихия океан). Мащабът на хоризонталното разширение във вътреокеанските разриви е най-голям (до няколко хиляди км). Тези разриви се характеризират с наличието на пресичащи ги напречни разломи (трансформни разломи), като че ли изместват съседни сегменти на тези разломни зони един спрямо друг в план. Всички съвременни вътреокеански, междуконтинентални, както и значителна част от вътреконтиненталните разриви са пряко свързани помежду си на повърхността на Земята и образуват световната рифтова система.
Периконтиненталните рифтове и рифтови системи, характерни за покрайнините на Индийския океан, имат силно изтънена континентална кора, която замества океанската кора към вътрешността на океана (фиг. 6). Периконтиненталните рифтови зони и системи са се образували в ранните етапи от еволюцията на вторичните океански басейни. Междуконтиненталните и вътрешноокеанските разриви са възникнали най-малко от средата на мезозоя и вероятно в по-ранни епохи. Вътрешноконтиненталните разриви в древните платформи са се образували от протерозоя и впоследствие често са претърпели регенерация (т.нар.). Рифтовидни линейни зони на разширение, които по-късно са били подложени на компресия, са възникнали още в (зеленокаменни пояси).
Произходът на езерото Байкал все още е въпрос на научен дебат. Учените традиционно оценяват възрастта на езерото на 25-35 милиона години. Този факт също прави Байкал уникален природен обект, тъй като повечето езера, особено тези с ледников произход, живеят средно 10-15 хиляди години, след което се пълнят с тинести утайки и се заблатяват. Съществува обаче и версия за младостта на Байкал, изложена от доктора на геолого-минералогичните науки Александър Татаринов през 2009 г., която получи косвено потвърждение по време на втория етап от експедицията „Световете“ на Байкал. По-специално, активността на калните вулкани на дъното на Байкал позволява на учените да предположат, че съвременната брегова линия на езерото е само на 8 хиляди години, а дълбоководната част е на 150 хиляди години.
Някои изследователи обясняват образуването на Байкал с местоположението му в зоната на трансформния разлом, други предполагат наличието на мантиен плюм под Байкал, а трети обясняват образуването на падината чрез пасивни рифтинги в резултат на сблъсъка на Евразия и Индустан. Както и да е, трансформацията на Байкал продължава и до днес - земетресенията постоянно се случват в околностите на езерото. Има предположения, че потъването на депресията е свързано с образуването на вакуумни центрове поради изливането на базалти на повърхността (кватернерен период).
П.А. Кропоткин (1875) смята, че образуването на депресията е свързано с разцепвания в земната кора. ID Черски, от своя страна, разглежда генезиса на Байкал като падина на земната кора (в силура). В момента теорията (хипотезата) за „разрива“ е широко разпространена. Според тази хипотеза в резултат на компресия на земната кора се образува огромно дъгообразно повдигане, а напрежението, което впоследствие замества компресията, кара горната част на дъгата да се спуска по оста.
Н. А. Флоренсов разглежда Байкалската депресия като централна, най-голяма и най-стара връзка на Байкалската рифтова зона, която е възникнала и се развива едновременно със световната рифтова система. „Корените“ на депресията, прорязвайки цялата земна кора, отиват в горната мантия, тоест на дълбочина 50-60 км. Под Байкалския басейн и, както изглежда, под цялата рифтова зона се наблюдава аномално нагряване на почвата, причината за което все още е неясна.
Лекото нагрято вещество, плаващо нагоре, повдигна земната кора над себе си, на места я разчупи по цялата й дебелина и формира основата на съвременните хребети около Байкал. В същото време нагрятото вещество се разпространява под кората в страни, което създава хоризонтални сили на опън. Разтягането на земната кора предизвика отварянето на древни разломи и образуването на нови, спускането на отделни блокове по тях и образуването на междупланински падини - рифтови долини - водени от гигантската Байкалска падина.
При изследване на дънните седименти на Байкал с помощта на специални бутални вакуумни тръби учените успяха да изберат колони от дънни седименти с дължина 10-12 м в различни райони на езерото, представени от дребнозърнеста тиня тини. Но в долната част на колоните, на дълбочина 8-10 м от повърхността на дъното, на различни места имаше пясъчни отлагания, които обикновено се образуват в плитките зони на езерото или в речните корита, в техните делти и в делтите. зони с интензивно смесване на дънни седименти. Но в Байкал в момента няма нищо подобно на дълбочини от 1000-1600 м, където има пясъчни отлагания. Въз основа на това се ражда хипотезата, че Байкал с неговите големи дълбочини е възникнал съвсем наскоро и някои изследователи започват да наричат пясъчните отлагания под слоя тиня предбайкалски. Скоростта на утаяване в открития Байкал в момента е средно 4 см за 1000 години. Следователно не е трудно да се изчисли времето, когато Байкал все още не е бил Байкал, но на негово място е имало плитки резервоари или водни течения - само преди 200-250 хиляди години. В геоложки времеви мащаб това е съвсем наскоро, почти пред очите на хората.
Изследванията на палеонтолози и палеолимнолози показват, че на езерото Байкал, в различни райони на крайбрежието, са доста широко разпространени езерни отлагания от терциерния период със специфична фосилна езерна фауна - мекотели, останки от растения и други организми. Възрастта на тези находки и находища е най-малко 20-25 милиона години. Следователно дори тогава на мястото на съвременния Байкал е съществувал доста езерен резервоар със значителни дълбочини. Може би неговите очертания не съвпадаха точно с контурите на съвременното езеро - например в южния басейн той беше малко по-широк. По това време вероятно е имало доста дълбоко езеро в Баргузинската долина и серия от езера в падината Тунка. Съвременните очертания биха могли да се формират сравнително наскоро, може би по време на ледниковия или следледниковия период, тъй като развитието на Байкалския басейн, както и целия Байкалски разлом, продължава - това се доказва от многобройни годишни земетресения.
А пясъчните отлагания в дебелината на дънните седименти на големи дълбочини биха могли да се образуват по време на кални потоци, мътни потоци и подводни свлачища. Например, същите пясъчни отлагания, донесени от мътни течения и подводни свлачища, бяха открити в Тихия океан на разстояние няколкостотин километра от бреговете на Калифорния. Необходими са по-задълбочени изследвания, вероятно със сондиране на дънни седименти в района на големи дълбочини, за да се проследи историята на развитието на басейна и еволюцията на животинския и растителния свят на Байкал.
Рифтовете като глобални геотектонски елементи са характерна структура на разширението на земната кора. Концепцията за разриви включва и тесни форми на релеф - бразди ("грабени"), които все още не са компенсирани от седименти; големи и широки вдлъбнатини с достатъчно раздалечени страни; куполообразни или хребетни издигащи системи, усложнени от аксиален грабен (например разриви в централните части на океаните и в Източна Африка). Смята се, че всичко това са само различни временни етапи от образуването на рифтови структури, които в момента са открити в океаните и на континентите. Възрастта се определя от седиментите и седиментите.
Първото място сред планетарните рифтови системи заема Световната рифтова система (WRS), образувана през кайнозоя и развиваща се до наши дни, открита през 1957 г., която се простира на дължина от над 60 хиляди км под водите на Световния океан. , а с редица негови разклонения достигат и до континента. MSR са широки (до хиляда километра или повече) издигания, издигащи се на 3,5 - 4 километра над дъното и простиращи се на хиляди километри. Активните рифтови зони са ограничени до аксиалните части на хребетите, състоящи се от система от тесни грабени (рифтови проломи като Байкал), оградени от рифтови планински вериги като Байкал, Баргузин и други хребети около Байкал.
Други разриви (в планетарен мащаб) включват разриви, ограничени до континенти (с изключение на споменатите по-горе) - например грабен на Рейн (дължина около 600 км) или зона на разрив на Байкал (дължина над 2,5 хиляди км). Съвременните континентални рифтови зони имат много общо с рифтовете на средноокеанските хребети, принадлежащи към MSR. Възникването им се свързва и с процесите на издигане на дълбок материал, издигане на дъгата, хоризонтално разтягане на земната кора под нейния натиск, изтъняване на кората и издигане на повърхността на Мохорович. Континенталните рифтови системи (CRS) също образуват разклонени разширени системи (подобно на MSR), но са много по-слабо изразени в релефа, така че някои от техните връзки изглеждат изолирани. На пръв поглед е трудно да се нарече рифтово дефиле, погребано под слой вода с дебелина 3-3,5 километра, като аналог на Байкал. Произходът на Байкалската и океанската рифтова зона по същество е един и същ. Повечето от KSR имат кайнозойска възраст на формиране. Байкалският рифт се образува в края на палеогена. В напречно сечение рифтовата зона представлява система от блокове, наклонени под различни ъгли, постепенно потъващи към аксиалната част. Интерфейсите обикновено са разломи със стръмно падане.
Земната кора на континенталните разриви се характеризира със забележимо изтъняване до 20-30 км, издигане на повърхността на Мохорович и увеличаване на дебелината на седиментния слой, поради което в разрез земната кора има формата на двойновдлъбната леща. При изследването на рифтовите структури много все още не е изяснено и проучено. Дали рифтингът е процес, уникален за мезо-кайнозойските епохи? Дали този процес е възникнал едва през следващите 100-150 милиона години от живота на Земята или трябва да е отговорен за трансформацията на нейното лице в по-ранни епохи? На тези въпроси все още не е даден ясен отговор.
Процесите на рифтинг трябва да се разглеждат като една от характерните особености на развитието на земната кора, която се проведе през цялата история на нейния живот. Причиняват се от хоризонтално разтягане на земната кора, което води до вертикално слягане. Блокове от земната кора и издигане на мантийния материал на повърхността. Съществува определена етапност в развитието на рифтовите зони. На първия етап, поради изтичане на декомпресиран мантиен материал в земната кора, се образува куполообразно или линейно разширено издигане, след което поради разтягане се образуват грабенови падини в най-повдигнатите им части. На следващите етапи рифтовите зони могат да служат като аксиални части на по-големи потъвания или, в случай на замяна на разширението с компресия, да се изродят в сгънати издигнати структури от геосинклинален тип.
Разпределението на рифтовите зони не е строго линейно. Отделните им части (елементи) са взаимно изместени в напречна посока по трансформни разломи. Изследването на съвременни и древни рифтови зони в океана и на континентите ще осигури ясно разбиране на структурата и геоложката история на тези големи геоложки планетарни структури, както и петролния потенциал на много километри седиментни скали, които изпълват много от рифтови басейни. Езерото Байкал като сравнително млада рифтова зона, с по-нататъшното си изследване, може да предостави още по-обширен материал за по-задълбочено разбиране на същността на геоложките и магмените процеси в района на рифтовите зони.
Напоследък се установи нова форма на съществуване на земната кора - система от рифтови зони, развити както в рамките на океанската и континенталната кора, така и в техните преходни части и заемащи само в рамките на океаните площ, равна на континентите. За рифтовите зони понякога се разкриват сложни специфични връзки между мантията и кората, които често се характеризират с липсата на граница на Мохо и тълкуването на тяхната природа все още не е напуснало сферата на дискурса, включително въпроса за тяхната типизация. това. Необходимо е да се има предвид разграничените типове рифтови системи в съответствие с данните на M.I.
океански рифтови зони, ограничени до средноокеански хребети, образуващи единна система от океански издигания с дължина до 60 хиляди км с наличието в тях, в повечето случаи, на тесни рифтови долини с дълбочина 1-2 km (в Източното тихоокеанско издигане - централното възвишение на хорста). Основните скали се образуват от примитивна толеитова магма с плитки дълбочини на генериране - 15-35 km;
континенталните рифтови зони са грабени, генетично свързани с разломи като нормални разломи, които често са ограничени до аксиалните части на големи сводести издигания, дебелината на кората под които намалява до 30 km, а подлежащата мантия често е декомпресирана. В рифтовите долини се появяват толеитови базалти, а в далечината - скали от алкално-базалтови и бимодални серии, както и алкално-ултрабазични скали с карбонатити;
островни дъги, състоящи се от четири елемента: дълбоководна траншея, седиментна тераса, вулканична дъга и крайбрежно море. Дебелината на земната кора е 20 km или повече, магмени камери на дълбочина 50-60 km. Налице е естествена промяна от нискохромно-никелова толеитова серия към натриева варовито-алкална серия, а в самата задна част на островните дъги се появяват вулкани от серията шошонит; активните континентални граници от андския тип, характеризиращи "пълзенето" на континенталната кора върху океанската, подобно на островните дъги, са придружени от сеизмофокалната зона на Заварицки-Бениоф, но с липсата на маргинални морета и развитието на вулканизъм в рамките на континентална граница с увеличаване на дебелината на земните пори до 60 km, а на литосферата - до 200-300 km. Магматизмът се причинява както от мантийни, така и от корови източници, като се започне с образуването на скали от калциево-алкалната (риолитна) серия, отстъпвайки място на скалите от андезитната формация - латитната серия; 5) активните континентални граници от калифорнийския тип, за разлика от островните дъги и активните континентални граници от типа на Андите, не са придружени от дълбоководна траншея, но се характеризират с наличието на зони на компресия и разширение, възникнали в резултат на натиска на северноамериканския континент върху цялата система на средноокеанските хребети. Следователно има едновременно проявление на магматизъм, характерен както за рифтови структури (океански и континентален тип), така и за компресионни зони (дълбоки сеизмични фокални зони).
Петрогеохимичните еталони (типове) на магматични скали, изчислени от M.I. В. М. Кузмин смята, че характеристиките на тези геохимични типове магматични скали се определят не от възрастта, а от геодинамичните условия на формиране, следователно тези типове могат да бъдат основа за реконструкция на мястото на подвижни пояси от минали активни зони, сравними със съвременните такива. Пример за такива реконструкции е идентифицирането на мезозойския монголо-охотски пояс с рифтова система от активни граници от калифорнийски тип. Тази идея, която отрича съществуването на геосинклинални системи поне през фанерозоя и разширява моделите на образуване на рифтинг скали до далечното минало на Земята, се противопоставя на идеята, също основана на изследването на геохимичните модели на магматизма, че о. дъгите не показват наличието на преходен тип кора, още по-малко на рифтови структури, а са типични млади геосинклинали.
Повечето съвременни рифтови зони са взаимосвързани, образувайки глобална система, простираща се през континенти и океани (фиг. 5.1). Осъзнаването на единството на тази система, която обхваща цялото земно кълбо, подтикна изследователите да търсят планетарни механизми на тектогенезата и допринесе за раждането на „нова глобална тектоника“, както концепцията за тектониката на литосферните плочи беше наречена в края на 60-те години.
В системата на рифтовите зони на Земята по-голямата част (около 60 хиляди км) се намира в океаните, където се изразява от средноокеански хребети (виж фиг. 5.1), техният списък е даден в глава. 10. Тези хребети продължават един друг и на няколко места са свързани помежду си чрез „тройни кръстовища“: на кръстовището на хребетите на Западен Чили и Галапагос с източния Тихи океан, в южната част на Атлантическия океан и в централната част на Индийския океан . Пресичайки границата с пасивните континентални граници, океанските разриви продължават с континенталните. Такъв преход е проследен на юг от тройния възел на океанските разриви на Аден и Червено море с разрива на долината Афар: по него, от север на юг, океанската кора се изщипва и започва континенталната източноафриканска зона. В Арктическия басейн океанският хребет Гаккел продължава с континентални рифтове на шелфа на морето на Лаптеви и след това със сложна неотектонска зона, включваща рифта Мома (виж фиг. 5.3).
Когато средноокеанските хребети се доближават до активен континентален ръб, те могат да бъдат погълнати в зона на субдукция. По този начин хребетите Галапагос и Западен Чили завършват в покрайнините на Андите. Други връзки се демонстрират от източнотихоокеанското издигане, в чието продължение се формира континенталният рифт Рио Гранде върху изтласканата северноамериканска плоча. По подобен начин океанските структури на Калифорнийския залив (очевидно представляващи разклонение на основната рифтова зона) са продължени от континенталната система от басейни и хребети.
Изчезването на рифтовите зони по дължината се характеризира с постепенно затихване или е свързано с трансформационен разлом, като например в края на хребетите Хуан де Фука и Американо-антарктическите. За рифта на Червено море краят е левантийският свличащ разлом.
Покривайки почти цялата планета, системата от кайнозойски рифтови зони проявява геометрична закономерност и е ориентирана по определен начин спрямо оста на въртене на геоида (фиг. 5.2). Рифтовите зони образуват почти пълен пръстен около Южния полюс на ширини 40-60° и се простират от този пръстен меридионално на интервали от около 90° от три пояса, които избледняват на север: източния Тихи океан, Атлантическия и Индийския океан. Както е показано от E.E. Милановски и А.М. Никишин (1988), може би с известна условност, също очертава четвъртия, западнотихоокеанския пояс, който може да бъде проследен като набор от задни дъгови прояви на рифтинг. Нормалното развитие на рифтовия пояс тук е потиснато от интензивно изместване на запад и субдукция на Тихоокеанската плоча.
Под всичките четири пояса до дълбочината на първите стотици километри томографията разкрива отрицателни аномалии на скоростта и повишено затихване на сеизмичните вълни, което се обяснява с възходящия ток на нагрят материал на мантията (виж фиг. 2.1). Правилността в разположението на рифтовите зони е съчетана с глобална асиметрия както между полярните региони, така и спрямо тихоокеанското полукълбо.
Ориентацията на векторите на разтягане в рифтовите зони също е правилна; Последните са максимални в екваториалните райони, като намаляват по хребетите както в северна, така и в южна посока.
Само няколко от големите пукнатини се намират извън глобалната система. Това е западноевропейската система (включително рейнския грабен), както и системите Байкал (фиг. 5.3) и Фенгуей (Шанси), ограничени до разломи със североизточно направление, чиято активност се смята, че се поддържа от сблъсъка на континенталните плочи на Евразия и Индостан.
Континентален рифтинг
Активните рифтови зони на континентите се характеризират с разчленена топография, сеизмичност и вулканизъм, които са ясно контролирани от големи разломи, главно нормални разломи. Основният съвременен пояс на континенталния рифтинг, простиращ се почти меридионално на повече от 3 хиляди км в цяла Източна Африка, се нарича Големият африкански рифтов пояс. Зоните, които го образуват, се разклоняват и конвергират, подчинявайки се на сложен структурен модел. В рифтите на този пояс са се образували езерата Танганайка, Няса (Малави) и др.; сред вулканите, свързани с него, са такива гиганти като Килиманджаро и Нирагонго, известни със своята дейност. Байкалската рифтова система също е една от най-представителните и добре проучени.
Релеф, структура и седиментни образувания.Централното място в рифтовата зона обикновено се заема от долина с ширина до 40–50 km, ограничена от разломи, често образуващи стъпаловидни системи. Такава долина понякога се простира по протежение на дъговидно издигане на земната кора (например Кенийския рифт), но може да се образува и без него. Тектонските блокове на рамката на разлома са издигнати до нива от 3000-3500 m, а планинската верига Rwenzori в северната част на зоната на Танганайка се издига до 5000 m. В района на басейна и хребета на Северна Америка разширението на земната кора е разпределено върху обширна (почти 1000 km) област, където са се образували множество сравнително малки грабени, разделени от хорстове, което създава сложен тектоничен релеф. Понякога, като например в източната част на Бразилския щит, се наблюдават системи от асиметрични едностранни грабени. Като цяло асиметрията на структурата и топографията е характерна за много континентални рифтови зони.
В горната си, открита част, разломите са наклонени спрямо хоризонта под ъгъл до 60 градуса. Въпреки това, съдейки по сеизмичните профили, много от тях се изравняват в дълбочина; При движение по разломи често се забелязва компонент на свличане (на Байкал е ляв). За сеизмично активни разломи, разширението по нормалните разломи и преместванията също се определят при решаването на фокалните механизми. Както показа В.Г Kazmin (1987), диагонално ориентираните разломи с наклонно изместване и техните ешелонни системи в някои случаи прехвърлят движение от един отварящ се рифт към друг и в това отношение са подобни на трансформационните разломи на океанския рифтинг. В сложни рифтови зони, като източноафриканската, разломите и свличащите се образуват правилни и много изразителни парагенезиси.
По протежение на някои сравнително леко ориентирани разломи, успоредни на тяхното изместване, се развива динамотермален метаморфизъм, за който може да се съди в случаите, когато при по-нататъшно разширение метаморфитите са изложени или се приближават до повърхността.
Седиментните образувания на континенталните разриви, предимно меласа, се характеризират с комбинация с едно или друго количество вулкани, до случаите, когато седиментните образувания са напълно заменени с вулканични. Според Е. Е. Милановски дебелината на кайнозойското запълване на рифтите може да достигне 5-7 хиляди m (например в Южен Байкал), но обикновено не надвишава 3-4 хиляди m. Преобладават езерните кластични отлагания (включително езерни турбидити). алувиален, пролувиален, а в Байкалските котловини също с флувиоглациален и ледников произход. По правило грапавостта на кластичния материал се увеличава отдолу нагоре. При климатичните условия на разлома Афар беше възможно натрупването на изпарители. В зоната на вулканизма отстраняването на веществото от хидротермални разтвори също създава условия за отлагане на специфични хемогенни седименти - карбонатни (включително сода), силикатни (диатомеи, опал), сулфати, хлориди.
Магматизъм и неговите продукти.Континенталният рифтинг е придружен от магматизъм и само локално повърхностните му прояви могат да отсъстват. Така че, по-специално, няма надеждно установен вулканизъм в разрива на езерото Байкал, но в същата система в разривите Тункински и Чарски има пукнатини на базалт. Вулканите често са разположени асиметрично - от едната страна на рифтовата долина, от по-високата й страна.
Магматичните скали са изключително разнообразни, сред тях са широко представени алкалните разновидности. Характерни са контрастни (бимодални) образувания, образуването на които включва както мантийни базалтови стопилки (и техните производни), така и анатектични, предимно киселинни стопилки, образувани в континенталната кора. В контрастиращи образувания на източноафриканския пояс, наред с алкални оливинови базалти, трахити и фонолити, В. И. Герасимовски и А. И. Поляков посочват риолити, комендити и пантелерити. В калиевата серия има левцити и левцитни базанити. Има алкални ултрабазити и съпътстващи ги карбонатити.
Според М. Уилсън (1989) данните за съдържанието на редки елементи и изотопните съотношения на неодим и стронций в различни вулканични образувания на източноафриканския пояс показват различна степен на замърсяване на мантийните магми с корово вещество. Оказа се, че в някои серии цялото многообразие от скали се дължи на фракционна кристализация.
Геофизични характеристики.Според геофизичните данни дебелината на кората под континенталните разриви намалява и се получава съответно издигане на повърхността на Мохоровичич, която там е в огледално съответствие с релефа на земята. Дебелината на земната кора под Байкалския разлом намалява до 30-35 km, под Рейнския разлом - до 22-25 km, под Кенийския разлом - до 20 km, а на север, по долината на Афар, достига 13 km. , а след това океански се появява под аксиалната част на кората на долината.
В издатината на мантията под рифта скалите се декомпресират (скоростите на надлъжните вълни варират в диапазона 7,2-7,8 km/s), техните еластични характеристики се намаляват до стойности, характерни за астеносферата на мантията. Следователно те се разглеждат или като астеносферен диапир (за разривите Рио Гранде и Кения) или като „възглавница“ с форма на леща, разширена по протежение на зоната на разрива и до известна степен изолирана от основния астеносферен слой. Такава леща с дебелина 17 km е открита чрез сеизмично сондиране близо до езерото Байкал. Отбелязано е, че при асиметричните разломи гребенът на мантийната издатина най-често не съвпада с оста на долината, а е изместен към по-високо крило. Там се намират и вулканични центрове.
Плиткото разположение на астеносферата ограничава дълбочината на сеизмичните източници. Разположени са в изтънена кора, като в зависимост от нейната дебелина максималната дълбочина на огнищата варира от 15 до 35-40 km. Разрешаването на фокалния механизъм на източниците установява разломи и подчинени наклонни премествания.
Близостта на нагрятата астеносфера, вулканизмът и повишената пропускливост на разломната кора се изразяват в геотермалното поле, рязко се увеличава топлинният поток в разломите. Магнитотелуричното сондиране определи високата електропроводимост на скалите в астеносферния ръб.
В гравитационното поле рифтовата зона съответства на отрицателна аномалия на Бугер, която се простира в широка ивица и се смята, че е причинена от декомпресията на скалите на мантията. На фона могат да се видят по-остри отрицателни аномалии над рифтовите басейни с техния рохкав седиментен пълнеж и положителни аномалии, маркиращи зоните на интрузия на мафични и ултрабазитни магмени скали.
Механизми на разцепване.Физическите модели на образуване на рифтове вземат предвид наблюдаваната концентрация на разширения в относително тясна ивица, където се получава съответно намаляване на дебелината на континенталната кора. По протежение на отслабената зона се образува все по-тънка „шийка“, докато континенталната кора се счупи и размести и се запълни с кора от океански тип. В различните рифтове такъв критичен момент очевидно възниква при различна максимална дебелина на сиаличната кора (в рифтите на Червено море и Аден тя е изтънена приблизително наполовина) и означава преход от континентален към океански рифтинг.
ориз. 5.4. Модели на континентален рифтинг. Според R. Allmendinger et al., (1987):
а - класически модел на симетрични хорстове и грабени; б - модел на Смит и др. с субхоризонтален срив между слоя крехки и слоя пластични деформации; c - модел на W. Hamilton и други с деформация във формата на леща; d - модел на Б. Вернике, осигуряващ асиметрична деформация на базата на нежен разлом
Тъй като разширението на земната повърхност в континенталните рифтове става чрез изместване на разломи, оригиналният, класически модел на рифтинг взе предвид само тези крехки деформации (фиг. 5.4.a). Според изчисленията на J. Angelier и B. Coletta, общият ефект на изместване по разломите дава разтягане от 10-50% в Суецкия залив до 50-100% в калифорнийската система и до 200% на юг от района на басейна и веригата. В един участък от долината Афар изчисленията на У. Мортън и Р. Блек дадоха трикратно увеличение. Такива високи стойности бяха задоволително обяснени в по-късни модели, които бяха изградени, като се вземат предвид промените в механичните свойства на скалите с дълбочина, тъй като налягането и температурите се увеличават. Моделът на Р. Смит (фиг. 5.4, б) предвижда наличието на слой от пластични деформации в долната кора, под слоя от крехки деформации. В този случай, докато се разтягат, разломите се огъват и сплескват в долната си част, ставайки листрични. Спускането на блокове по такива разломи е придружено от тяхното въртене (преобръщане), а степента на разтягане се увеличава от краищата на рифтовата зона към нейния център. Същият ефект може да се получи, като се приеме, че в средната част на кората има друг, преходен, слой на деформация, където изместването е разпръснато върху много малки диагонални срязвания или субхоризонтални повърхности на плъзгане.
Всички тези варианти на рифтинг включват локално изтъняване на кората под действието на напрежения на опън с образуването на симетрично изградена рифтова зона. D. Mackenzie (1978) определя количествено последствията от такова изтъняване: изостатично потъване на земната кора и контраповдигане на астеносферния ръб, на който този изследовател отрежда пасивна роля.
Друг модел, който отчита нови данни за дълбоката структура на континенталните разриви и асиметрията, присъща на много от тях, е предложен от Б. Вернике (1981). Водещата роля се дава на голям плосък (10-20°) разлом, чието образуване може да включва използването на интракрустални астеносферни слоеве (фиг. 5.4d). Докато се простира, висящата стена се усложнява от стъпаловидна система от малки листрични разломи, докато другата стена е доминирана от участък, съответстващ на главната разломна равнина. С него се свързва и споменатият по-горе динамотермален метаморфизъм и освобождаването на метаморфити на повърхността при по-нататъшно свличане на висящата стена надолу по разломната равнина. Моделът на Б. Вернике успешно обяснява редица други особености на структурата и развитието на асиметричните разриви. При изтъняване на земната кора чрез изместване по нежен разлом астеносферната издатина не трябва да е под аксиалната част на разлома, а под висящото крило, поддържайки го и повдигайки го, което се наблюдава в много профили. Вулканизмът е локализиран на същата висока страна на разлома. Подобна асиметрия е добре изразена в източноафриканския пояс, по протежение на който се редуват разломи със сравнително повдигнати западни и източни крила.
Като се вземат предвид новите геофизични данни, няма съмнение относно разнообразието на дълбоката структура на континенталните рифтови зони. Следователно нито един от изброените модели не може да претендира за универсалност и механизмът на образуване на разрив варира в зависимост от условия като дебелина, структура, температура на земната кора и скорост на разширение.
Хидравличен клинов механизъм.Всички горепосочени модели се основават на компенсиране на разтягането на кората чрез нейната механична деформация (крехка или пластична), намаляване на дебелината и образуване на „шия“. В този случай на магматизма се отрежда пасивна роля. Междувременно, в присъствието на джобове от базалтова магма на дълбочина (с нейните високи течни свойства), фундаментално различен механизъм влиза в действие.
Има всички основания да се смята, че бързото издигане на базалтовата магма към повърхността е осигурено в зоните на разширение: чрез вклиняващия ефект, който магмата има върху литосферните скали. Идеите за този процес се основават на изучаването на линейни диги и техните системи (които се считат за замръзнали магмени клинове) и на приложението на теорията за хидравличното разбиване на скали към тях. Тя се основава на подробна работа върху изследването на терциерните и палеозойските диги на Шотландия, кулминирайки в обобщенията на Дж. Ричи и Е. Андерсън. Още върху този материал бяха определени характерните черти на линейните диги. Като правило, те се въвеждат по вертикални пукнатини чрез разпръскване на крилете перпендикулярно на пукнатината без значително уплътняване или раздробяване на скалите, в които е разположена дигата. Обикновено няма разлом или изместване на приплъзване по време на проникване. Дигите образуват субпаралелна система, в рамките на която дебелината на дигите се поддържа еднаква.
Е. Андерсън показа активната роля на магмата при образуването на дигата. Прониквайки по протежение на пукнатина, перпендикулярна на минималното напрежение на натиск, магматичната стопилка има ефект на вклиняване, увеличавайки дължината на пукнатината (виж Фиг. 5.5,III). По-нататъшно изследване на зависимостта на интрузивния процес от съотношението на основните напрежения в близост до магмената камера е дадено от J. Robson и K. Barr. Въпреки това, количествено обосноваване на механизма на проникване на дигата стана възможно по-късно, във връзка с развитието на теорията за хидравличното разбиване на скали по време на добива на нефт. М. Хъбърт и Д. Уилис направиха аналогия между изкуственото хидравлично разбиване и проникването на магмени диги в земната кора. Във връзка с последното въпросът е разгледан конкретно от А.А. Пек и V.S. Попов.
Хидравличното разбиване (хидравлично разбиване) е процесът на образуване и разпространение на пукнатини в скали под налягане на течност, включително магматична стопилка. Разтягането на земната кора може да се изрази чрез зейнали сепарационни пукнатини само на много малка дълбочина - до 2-3 km. По-дълбоко, с увеличаване на ограничаващото налягане и температури, крехкото разделяне се заменя, както вече беше отбелязано, от срязване по все повече и повече равнини и след това се превръща в пластична деформация. Тъй като системите от базалтови диги произхождат от големи дълбочини, тяхното образуване чрез пасивно запълване на зейнали пукнатини е изключено. Единственият възможен механизъм е активното проникване чрез хидравлично разбиване на скалите с последващо разширяване на стените на пукнатините.
За да се развие хидравлично разбиване, е достатъчно налягането на флуида само леко да надвишава минималното напрежение на натиск в скалата; Обикновено при изчисленията съотношението им се приема за 1,2. Образува се хидравличен клин, флуидният фронт се доближава до края на пукнатината, но никога не го достига. Ефектът на заклинване се осигурява от концентрацията на напрежение на върха на пукнатината, където нейното задвижващо налягане се увеличава от върха пропорционално на куба на отвора на пукнатината в съответствие с намаляването на хидравличното съпротивление (виж Фиг. 5.5, IV) . Развитието на хидравличното разбиване се влияе слабо от реалните разлики в здравината на вместващите скали. Има бързо разпространение на крехката фрактура и магматичния клин, който я задвижва. Както показаха изчисленията на Н.С. Severina, преносът на топлина при такова впръскване се компенсира от отделянето на топлина поради триене на контактите, така че няма значително увеличение на вискозитета, което би забавило процеса на проникване. Според сеизмологичните наблюдения на В.М. Горелчик и други по време на изригването на Толбачикската пукнатина в Камчатка базалтовият клин се издигна там със скорост 100-150 m/h.
Проникването на вертикална дига става възможно, когато едно от основните напрежения на натиск, насочено хоризонтално, се намали чрез тектонско разширение. Паралелни диги, принадлежащи към един и същ рояк, очевидно са инжектирани последователно: всеки следващ хидравличен клин създава ореол от напрежения на натиск, който предотвратява други инжекции и впоследствие постепенно се отстранява чрез тектонично разширение.
По този начин, ако в дълбочината на резервоара има течна магма, възникват условия за растеж на литосферни слоеве под въздействието на много паралелни хидравлични фрактури, във всяка от които инжектирането на стопилката води до разпространение на вместителните скали. Магматичната подложка на литосферния слой, инжектирана от диги, осигурява необходимата свобода на хоризонтално плъзгане. Възможно е както хидравличното вклиняване, така и механичното разширение да се появят последователно или едновременно (на различни нива) в една зона на разрив.
За континенталните разриви механизмът на хидравлично вклиняване става важен в последния етап от тяхното развитие, когато изтъняването на кората се доближава до критични стойности и намаляването на натоварването върху астеносферния перваз допринася за по-голямо отделяне на базалтови стопилки. Именно при такива условия надлъжните рояци от паралелни диги, открити от P. More (1983) и свързани с базалтовия вулканизъм, се появяват от западната страна на Afar Rift. В рифта на Червено море подобна фаза започва преди около 50 милиона години и се засилва преди 30 милиона години, когато мощни рояци от паралелни диги с контрастен състав (от толеитови базалти до гранофири) проникват в древната гранитна кора, която може да бъде проследена североизточното крайбрежие. Само преди 5 милиона години магмените клинове са се концентрирали в тясна ивица, причинявайки отделянето на Арабската плоча. Континенталният рифтинг отстъпи място на океанския рифтинг, който продължава и до днес.
В случаите, когато развитието на континентален разрив престава на по-ранен етап, той остава като отслабена зона, жлеб в континенталната плоча, както е показано с авлакогените (вижте глава 13).
5.3. Океански рифтинг (разпространение)
Океанският рифтинг, който се основава на разпространение чрез магматично вклиняване, може по този начин да се развие като пряко продължение на континенталния рифтинг. В същото време много съвременни рифтови зони на Тихия и Индийския океан първоначално са се образували върху океанската литосфера поради пренареждане в движението на плочите и смъртта на по-ранни рифтови зони.
Предположението за образуването на земната кора в средноокеанските хребети по време на тяхното разширяване чрез мантийна конвекция, издигането и кристализацията на базалтовата магма е изразено от А. Холмс през 30-те и 40-те години, оприличавайки океанската кора, отклоняваща се от активната зона до безкрайни транспортни ленти. Тази идея е доразвита, след като Г. Хес (1960) я поставя в основата на идеите за еволюцията на океаните. R. Dietz (1961) въвежда термина разпространение на морското дъно(Английски, spread - да се разгъне, да се разпространи). Скоро Г. Бодварсон и Дж. Уокър. (1964) предложи механизъм за разпространение на океанската кора чрез диги, което беше фокусът на симпозиума на Исландия и Средноокеанските хребети и инициира дешифрирането на тектономагматичните процеси, които образуват кората в зоната на разпространение. Интензивните изследвания през следващите десетилетия, включително дълбоководни сондажи и детайлно проучване на зони на разпространение с помощта на пилотирани подводни превозни средства, предоставиха изобилие от нови материали за това.
Разпространение в Исландия.За разбирането на разрива на океана особено интересни са данните от Исландия, където Средноатлантическият хребет е издигнат над морското равнище на 350 км. Историята на многократните пукнатинни базалтови изливания е известна там от хилядолетие, а от миналия век се провеждат специални геоложки изследвания, които по-късно са допълнени от геофизични и високоточни геодезични наблюдения. Съвременната тектонска и вулканична активност е съсредоточена в субмеридионалните неовулканични зони, пресичащи острова в централната му част. Най-младите базалти, съответстващи на ерата Brunhes, са ограничени до тяхната ос. Те са оградени с базалти с възраст 0,7-4 милиона години, след което изпод тях се появява мощна серия от платовидни базалти до средния миоцен (16 милиона години), които лежат с преобладаващ насрещен наклон към неовулканични зони. Характерно е, че в обратна посока (от аксиалните зони) базалтовите покрития намаляват по дебелина и последователно се изклинват, започвайки от сравнително млади. В резултат на това във всяка точка наклонът на базалтите от горе на долу се увеличава: от хоризонтално поява близо до вече ерозиралия покрив на базалтите на платото до 3-4° на нива от около 1000 m, 7-8° на морското равнище и приблизително 20° на дълбочина (2000 m (според сондажни данни) Всяко пукнатинно изригване оставя хоризонтално лежащо (и изклиняващо се напречно на простирането на зоната) базалтово покритие с дебелина до 10 m или повече, както и захранващият му канал - вертикална долеритна дига, най-често широка 10 m, ориентирана перпендикулярно на оста на минималните напрежения на натиск, т.е. по дължината на рифтовата зона, всяко следващо изригване добавя едно базалтово покритие и една дига, така че надолу по участъка на платовите базалти. дигите стават по-дебели.. Той установи естествено намаляване на броя на дигите от морското равнище до 1000-1100 m Всички тези графики показват пълното прищипване на дигите на нива от 1350-1650 m, т.е. Предполага се, че под морското равнище броят на дигите съответно нараства.
Като слой базалти на платото, те претърпяват гравитационно потъване, което до голяма степен е компенсаторно по отношение на захранващата магма камера, която е проследена чрез магнитотелурично сондиране. В същото време, тъй като се въвеждат все повече и повече паралелни долеритни диги, те се раздалечават със стойността на общата им дебелина. Въз основа на такива наблюдения Г. Бодварсон и Дж. Уокър предложиха механизъм за разширяване на земната кора чрез проникване на диги. На фиг. 5.5.1 от по-късна публикация на G. Palmason (1973) този механизъм е обяснен с кинематична диаграма. Той показва изчислените траектории и изохрони на движението на новообразуваните скали в аксиалната зона при последващото им спускане и движение в едната страна на оста. Диаграмата на I. Gibson и A. Gibbs (фиг. 5.5, II) илюстрира непрекъснато нарастващия наклон на платовите базалти в дълбочина и структурата на ветрилообразни моноклинали, които се образуват от двете страни на аксиалната зона при потъването на изригващи базалти и вклиняване на активната зона от диги. Последните са вертикални при навлизане и впоследствие се накланят заедно с базалтите на приемащото плато. Крайният резултат е образуването на втори слой океанска кора.
ориз. 5.5. Модел на образуването на втория слой океанска кора в Исландия, Средноатлантическа зона на разпространение:
I - кинематична диаграма на G. Palmason (1973): траектории на движение на изригнали базалти (пунктирана линия) и изохрони на тяхното движение (плътни линии) по време на процеса на разпространение и изостатично потъване. II - диаграма от I. Gibson и A. Gibbs (1987), обясняваща механизма на разпространение чрез въвеждане на диги и повърхностни изливания на базалт: клиновият ефект на дигите определя разпространението, слягането под натоварването на базалтите се образува ветрилообразно моноклинали от двете страни на аксиалната зона (К - комплекс от успоредни диги). III - навлизане на базалтова дига в равнина, перпендикулярна на минималното напрежение на натиск, според E. Anderson и M. Habert. IV - базалтова дига като хидравличен клин: диаграма на напреженията (P), разпространяващи пукнатината, които рязко намаляват към върха на хидравличния клин обратно пропорционално на куба на отвора на пукнатината, което създава там концентрация на напрежение, вклиняване ефект и напредването на клина (според A.A. Peck, 1968): л
- дължина на пукнатината; d
- отваряне на пукнатини: R k
-
налягане на инжектираната течност в началото на пукнатината; R b
-
странични напрежения, компресиращи пукнатина
Реалното прилагане на този модел в Исландия се усложнява от многобройни странични „скокове“ на оста на изригвания на пукнатини във вулканичната зона и дори изместване на цялата тази зона. В допълнение, част от разширението се получава при разломи и отворени пукнатини, т.е. разкъсвания. Смята се, че такива структури компенсират на върха навлизането на онези диги, които не са достигнали повърхността. По-специално екранираните диги вероятно завършват с долеритни прагове, които са многобройни сред платовите базалти. Освен това, по време на изригвания на пукнатини, част от базалтовата магма се разпространява от вулканично активната зона по протежението на зоната чрез надлъжно израстване на диги. Според Г. Сигурдсън, няколко такива интрузии са се случили след изригването на крабла през 1975 г.; Общото количество на слягане достигна 1,5 m, включително амплитудата на изместване по някои разломи - до 1 m.
Използването на наблюдения от Исландия, въпреки тяхната детайлност и надеждност, е ограничено от аномалията на този сегмент от средноокеанския хребет спрямо нормалните подводни зони на разпространение. Дебелината на океанската кора тук е много по-висока от нормалната (до 40 км), което стабилно поддържа повърхността на острова над морското равнище през цялата му геоложка история. Като се вземат предвид характерните геохимични характеристики на исландските базалти, това се обяснява с преминаването на оста на разпространение над струята на мантията, повдигайки материал от дълбоките части на мантията и увеличавайки скоростта на доставка на базалтова стопилка, която образува океанска кора с увеличена дебелина (виж глави 6 и 7).
Разпространение в подводните средноокеански хребети.С помощта на пилотирани подводни апарати вече са подробно проучени редица сегменти от рифтовите зони на океана. Тази работа започва с френско-американската програма FAMOUS, според която през 1974-1975г. участъци от Средноатлантическия хребет югозападно от Азорските острови, разположени в рифтовата долина, на трансформния разлом и на тяхното кръстовище, бяха картирани. Сеизмично и вулканично активната аксиална част на рифтовата долина в изследвания сегмент се оказа изградена симетрично (виж фиг. 10.1, II). От двете страни на наскоро изригналата възглавница лава, образувайки могили, опънати по надлъжни пукнатини, продуктите от по-ранни изригвания на пукнатини бяха проследени на разстояние от 1,5 km в едната и другата посока, което се определяше от дебелината на изветрителните кори върху лавата възглавници.
Впоследствие, на юг, в района на разлома на Кейн, подобни изследвания по програмата MARK обхващат няколко сегмента от Средноатлантическия хребет, разделени от разломи с обща дължина около 80 km (виж фиг. 10.1, I, IV,V,VII). Беше открито, че дори такива частични сегменти имат различни структурни разлики помежду си и че по време на разпространение активното разпространение се измества от един сегмент в друг. По този начин разширяването на билото представлява кумулативния ефект на всички тези локални епизоди. Профилите показват, че дори в периоди на отсъствие на пукнатини, разширението продължава, изразено чрез стъпаловидни разломи. В някои сегменти част от разширението се компенсира от издигането на тектонски блокове от габро и серпентинизирани перидотити, т.е. скали от слой III на океанската кора и литосферната мантия.
Както показаха допълнителни дълбоководни изследвания, тези наблюдения не са случайни. Зоните с ниски скорости на разпространение, като Средноатлантическия, попадат в сегменти, във всеки от които самото разпространение (магматично, конструктивно) се редува с фази на структурен, деформационен рифтинг, подобен на континенталния, когато настъпва разтягане и изтъняване на кората. По време на тези фази се образуват или обновяват рифтови долини, ограничени от разломи, които, както на континентите, в някои случаи са симетрични, в други, напротив, в съответствие с модела на деформации на Б. Вернике, базиран на голям нежен разлом. Според А. Карсън (1992) продължителността на такива редуващи се фази достига десетки и първите стотици хиляди години. В този случай съседни сегменти на билото могат да бъдат едновременно в различни фази.
Тъй като всеки сегмент претърпява екстензионни разломи, се наблюдават централни рифтови долини в зони на разпространение с ниска скорост по цялата им дължина. За високоскоростните, като източния Пасифик, рифтовите долини не са характерни и тяхното развитие е ясно доминирано от магматично разпространение. В същото време в тях се наблюдава стабилност на оста на пукнатинни изригвания, за разлика от зони от атлантически тип, където странично скитане и малки „скокове“ на магматичната ос, подобни на тези, наблюдавани в земни условия в Исландия, не са необичайни.
В най-младите спредингови басейни, разположени в тясна континентална рамка, е възможна бърза седиментация, предотвратяваща свободни изригвания на пукнатини и образуване на нормален II слой. Преди да достигнат повърхността, дигите завършват в седимента, образувайки прагове, както се намира в басейна на Гуаймас в Калифорнийския залив.
Вулканичните зони на средноокеанските хребети са свързани с разкрития на високотемпературни хидротермални течности, които са особено многобройни при високи скорости на разпространение. С тях са свързани медно-цинкови сулфидни руди, фероманганови металоносещи седименти, както и зеленокаменно изменение на базалти.
Образуване на океанска кора в зоните на разпространение.Съвременните идеи за механизмите на образуване на океанската кора се основават на наблюдения в активни зони на разпространение в сравнение с данни от дълбоководни сондажи, както и подробни изследвания на офиолити - фрагменти от древна океанска кора на континентите (виж Глава 12). Образуването на слой II с базалтова горна част и комплекс от успоредни долеритни дайки отдолу вече беше обсъдено по-горе в резултат на последователно хидравлично вклиняване. Източниците на базалтова стопилка, захранващи магматични клинове, сега са очертани чрез многоканално сеизмично профилиране, но само в зони на разпространение със средна и висока скорост. Простирайки се надлъжно, тези огнища са малки в напречно сечение, с ширина около 1 km и височина само няколкостотин метра, те се намират на дълбочина 1-2 km от повърхността. По-специално, в източнотихоокеанския пояс на 9°30"N, според R. Detrick et al. (1937), горната граница на магмената камера е проследена на дълбочина по-малка от 1 km, а новообразуваната океанска кора над нея е представена само от слой II.
В такъв покрив на места са нахлули щоковидни тела от масивен габро-диабаз и микрогабро, които пробиват комплекс от успоредни диги и от своя страна могат да бъдат пресечени от по-късни дайкови комплекси.
Тъй като новообразуваната кора се отдалечава от оста на разпространение, съответната част от резервоара с магма се отдалечава от захранващата система заедно с нея. Той вече не се допълва от базалтови стопилки на астеносферата, губи връзка с основния източник на топлина и се охлажда при условия, благоприятни за кристализационна диференциация (виж фиг. 2.3 по-долу). Така под слой II се образува слой III от океанската кора - слоест комплекс от габроиди, който съдържа градации от меланкократни разновидности в горната част до дунитни кумулати в долната част на разреза. Малки количества остатъчна стопилка понякога се изстискват, образувайки малки интрузии от плагиогранити, комагматични с останалата част от серията скали.
По-късно при движението на вече двуслойната океанска кора от