Рифтовими зонами називають дуже протяжні (довжиною в багато сотень і тисяч кілометрів) планетарного масштабу смугоподібні тектонічні зони, поширені в межах континентів і океанах, в яких відбувається підйом глибинного (мантійного) матеріалу, що супроводжується його поширенням у сторони, що призводить до більш-менш значного поперечному розтягуванню у верхніх поверхах земної кори. Найважливішим структурним виразом процесу розтягування Землі зазвичай є утворення глибокого і щодо вузького (від кількох кілометрів до кількох десятків кілометрів), нерідко ступінчастого грабену (симетричного чи асиметричного), обмеженого нормальними скиданнями великої глибини закладення (власне рифту чи «рифтової долини»), або кількох (іноді цілої серії) подібних грабенів. Дно грабенів також розсічене скидами і тріщинами розтягування. Занурення дна грабенів щодо їх бортів, як правило, випереджає акумуляцію в них осадового матеріалу, хоча остання в багатьох випадках доповнюється заповненням їх вулканічними продуктами, і тому рифти зазвичай мають чіткий прямий вираз у рельєфі у вигляді лінійних депресій. Здебільшого рифти обрамляються з обох боків або хоча б з одного боку асиметричними підняттями (пологими напівсклепіннями, односторонніми горстами і рідше жменями), тією чи іншою мірою розбитими, як і грабени, поздовжніми, діагональними та поперечними тріщинами, скидами та нерідко ускладненими другорядними вторинами. вузькими грабенами. У деяких випадках підняття виникає також усередині рифту, розщеплюючи його на дві гілки. Ставлення обсягів цих піднять і рифтових западин відбиває співвідношення масштабів здіймання і розтягування тієї чи іншої рифтовій зоні. Деякі з них, особливо океанічні, характеризуються істотною роллю поперечних зсувів, зокрема, по зонах так званих трансформуючих розломів.
Рифтові зони в цілому і в першу чергу осьові грабени (рифти) мають підвищену або навіть дуже високу сейсмічність, причому осередки землетрусів лежать на глибинах від перших кілометрів до 40-50 км, а план напруг в осередках характеризується пануванням максимальних субгоризонтально спрямованих розтягувань, приблизно до осі рифтової зони. Рифтовим зонам, за рідкісними винятками, властивий підвищений тепловий потік, величина якого загалом зростає з наближенням до їх осі, нерідко досягаючи 2-3, а іноді навіть 4-5 одиниць теплового потоку. Розвиток більшості рифтових зон супроводжується проявами гідротермальної активності та магматизму і, зокрема, вулканічними виверженнями, що живляться з підкорових, а в деяких материкових рифтових зонах, можливо, і внутрішньокорових магматичних вогнищ. Однак масштаби магматичного процесу, обсяги його продуктів, їх склад, приуроченість до тих чи інших стадій рифтогенезу і тих чи інших ділянок рифтової зони варіюють в надзвичайно широких межах. Поряд з рифтовими зонами, в яких магматична діяльність супроводжувала всі стадії їх розвитку, а її продукти покривають майже всю їх площу і досягають об'ємів у сотні тисяч кубічних кілометрів, існують рифтові зони, де вона виявлялася локально, спорадично або зовсім була відсутня.
Рифтові зони океанів характеризуються контрастним смугоподібним білатерально-симетричним магнітним полем, згідно з панівними уявленнями, що створюється в процесі рифтогенезу і хіба що відображають окремі його стадії. Однак магнітне поле континентальних рифтових зон значною мірою відображає особливості будови їхнього фундаменту і зазнало лише деякої перебудови в процесі рифтоутворення. Рифтові зони зазвичай, хоч і не завжди, характеризуються гравітаційними мінімумами в полі аномалій Буге, але в осьових частинах деяких з них виділяються вузькі максимуми, викликані підйомом основного та ультраосновного матеріалу. Однак форми, розміри гравіаномалій та характер факторів, що викликають обурення, можуть суттєво відрізнятися. Як правило, рифтові зони близькі до стану ізостатичної рівноваги.
Земна кора в сучасних рифтових зонах дещо утончена в порівнянні з суміжними областями, а верхня частина мантії, принаймні безпосередньо нижче поверхні М, у багатьох з них відрізняється аномально низькою швидкістю проходження поздовжніх сейсмічних хвиль (7,2-7,8 км/с ) і дещо зниженою щільністю і в'язкістю, що, мабуть, обумовлено підвищеним тепловим режимом та у ряді випадків виникненням вогнищ селективного плавлення у верхах мантії. Ці лінзи або «подушки» розущільненого мантійного матеріалу, ймовірно, є виступами покрівлі астеносфери, що досягають під сучасними рифтовими зонами підошви земної кори. Рифтові зони рідко існують ізольовано; як правило, вони утворюють більш менш складні поєднання. Способи «стикування» сусідніх рифтових зон і загальний план їхнього угруповання можуть бути дуже різноманітними і при цьому суттєво різняться у континентальних та океанічних зон. Поєднання ряду тісно пов'язаних між собою у просторі приблизно одновікових рифтових зон подібного чи різного типу ми називаємо рифтовими системами. Цей термін може застосовуватися до будь-яких комбінацій рифтових зон, незалежно від їх розмірів, складності та малюнка, але головним чином використовується щодо таких їх поєднань, які характеризуються присутністю різноорієнтованих рифтових зон, деревоподібним малюнком або наявністю кількох напівізольованих гілок, не смугоподібним, а близьким до ізометричного загальним контуром. У тих випадках, коли рифтові зони (або їх системи), поєднуючись між собою, утворюють у сукупності лінійно витягнуті споруди довжиною в кілька або навіть багато тисяч кілометрів, ми називаємо їх рифтовими поясами (за аналогією з порівнянними з ними по довжині та ширині геосинклііальними і орогенічними поясами). Термін рифтова система використовується також для позначення всіх взаємопов'язаних рифтових поясів Землі, що утворюють в сукупності мережу, що складно звивається і розгалужується на поверхні нашої планети. В останньому випадку ми говоримо про світову рифту систему. Остання, зі своїми головними відгалуженнями, поєднує більшість рифтових поясів (і систем) Землі. Основна її частина перетинає океани, а її загасаючі закінчення та відгалуження в кількох районах Землі проникають у глиб континентів. Однак у межах континентів (а можливо, і в океанах) є також окремі, ізольовані рифтові пояси і навіть окремі рифтові зони, не пов'язані зі світовою рифтовою системою.
1) океанічні, або внутрішньоокеанічні, в яких як осьова «рифтова долина», так і її обрамлення мають кору, близьку до океанічної, яка підстилається виступом мантійного матеріалу з аномально зниженими порівняно з типовими для верхньої частини мантії швидкостями проходження сейсмічних хвиль і щільністю;
2) міжконтинентальні, в яких осьова частина рифту має кору, близьку до такої внутрішньоокеанічних рифтових зон, її периферичні частини - дещо витонченою і переробленою континентальною корою, а «плечі» - типовою континентальною корою. Міжконтинентальні рифтові зони, як і внутрішньоконтинентальні, можуть закладатися або на платформах (рифи Аденська та Червономорська), або в межах молодої складчастої області (рифт Каліфорнійської затоки);
3) континентальні або внутрішньоконтинентальні, в яких і рифт, і його «плечі» володіють корою континентального типу, але зазвичай дещо витонченою, особливо під рифтом (від 20 до 30-35 км), роздробленою, аномально прогрітою і підстилаючою лінзою кілька разуплотненного матеріалу.
Спостережені в природі взаємопереходи і тісні структурні зв'язки міжконтинентальних рифтів як результат процесу розвитку внутрішньоконтинентальних рифтів, що далеко зайшов. Принаймні деяка частина ширини міжконтинентальних рифтових зон (порядку кількох десятків кілометрів), мабуть, обумовлена розсувними або розсувно-зсувними деформаціями блоків континентальної кори і висуванням між ними матеріалу мантійного походження, тоді як у внутрішньоконтинентальних рифтах ми в основному і просіданням блоків материкової кори при амплітуді розтягування порядку кількох кілометрів і далеко не завжди - із заповненням тріщин, що відкриваються, дайкоподібними інтрузіями. У свою чергу міжконтинентальні рифтові зони в структурному відношенні тісно пов'язані з рифтовими поясами Індійського і Тихого океанів, в яких процес підйому глибинного матеріалу і горизонтального розширення протікає ще інтенсивніше. Однак було б необережно вважати за аналогією, що всі рифтові зони та пояси океанів є подальшою стадією розвитку міжконтинентальних рифтів і, отже, виникли в результаті ще більшого роз'єднання блоків континентальної кори. Наприклад, щодо Східно-Тихоокеанського рифтового пояса можна з достатньою впевненістю стверджувати, що він молодший за Тихий океан і виник на океанічній корі. Той факт, що продовження цього рифтового поясу майже повністю переходить на Північноамериканський континент і накладається на Кордильєрську мезозойську складчасту область, очевидно, говорить про те, що рушійний механізм рифтогенезу пов'язаний з такими великими глибинами, на яких не позначаються відмінності між океанами і континентами, але конкретні прояви цього процесу лежить на поверхні Землі суттєво відрізняються залежно від цього, впливає він на земну кору океанів, молодих складчастих областей, платформ тощо.
Рифтові зони та пояси, що належать до трьох виділених категорій, істотно різняться за своїми розмірами, морфологією структурних форм, масштабом вулканізму (найбільшому в рифтових зонах океанів), хімізму його продуктів (толеїтові базальти в рифтових зонах, дуже різноманітні за кислотністю та лужністю породи в рифті зонах континентів), величині теплового потоку (найвищої в океанічних рифтових зонах), структурі магнітного поля, плану напруг в осередках землетрусів (у континентальних рифтових зонах вектор стискаючих напруг орієнтований субвертикально, а в океанічних - зазвичай субгоризонтально і субпара. д. Для континентальних рифтових поясів характерні такі просторові поєднання суміжних рифтових зон, як їх чіткоподібне, кулісне розташування, колінчасте зчленування, віялоподібне розщеплення, стик трьох зон, що сходяться під різними кутами, взаємний паралелізм , що грає у структурі рифтового поясу роль своєрідного серединного масиву Навпаки, для рифтових поясів океанів характерне їх перетин численними поперечними або діагональними так званими трансформуючими розломами, що розділяють ці пояси на окремі поперечні відрізки (рифтові зони), осі яких здаються зміщеними один щодо одного.
Типи рифтових зон континентів. При виділенні типів серед сучасних континентальних рифтових зон слід враховувати такі основні критерії: а) особливості тектонічного положення, структури основи та попередньої геологічної історії області, що стала ареною рифтогенезу; б) характер тектонічних структур, створених у процесі рифтогенезу, та закономірності їх формування; роль, масштаб та особливості магматичних процесів, що супроводжують рифтоутворення, а іноді і передують його.
Виходячи з першого критерію, рифтові зони та пояси континентів можна розділити на дві основні групи: 1) рифтові пояси та зони платформ (епіплатформні рифтові пояси та зони), в яких рифтоутворення почалося після досить тривалого (200-500 млн. років до більш ) етапу платформного чи близького щодо нього розвитку; 2) рифтові пояси та зони молодих складчастих споруд (епіорогенні рифтові пояси та зони), де аналогічний процес безпосередньо слідував за завершенням їх геосинклінального розвитку, тобто за орогенним етапом, або навіть поєднувався з явищами, властивими епігеосії клінальному орогенезу. Для епіплатформних рифтових поясів характерні рифтові зони з великими одиничними осьовими грабенами і сублужний або лужний характер супутнього вулканізму, нерідко за участю карбонатитів. Навпаки, для епіорогенних рифтових поясів і зон типові поєднання з багатьох вузьких грабенів, горстів і односторонніх блоків, а вулканічні утворення л них належать до вапняно-лужного ряду.
Більшість сучасних континентальних епіплатформних рифтових зон приурочено головним чином до виступів складчастої основи платформ, тобто до районів, що зазнавали тривалого стійкого підняття, і значно рідше - до ділянок розвитку платформного чохла (Левантинська, Північноморська, частково Ефіопська рифтові). У більшості випадків рифтові зони накладаються на області пізньопротерозойської (гренвільської, байкальської) складчастості або тектоно-магматичної регенерації, «уникаючи» областей більш древньої - архейської або ранньопротерозойської консолідації, які служать зовнішньою «рамою» цих рифів. серединні масиви (масив Вікторія у південній частині Африкано-Аравійського поясу). Значно рідше рифтові зони виникають на епіпалеозойській платформній основі (Рейнсько-Ронська ділянка Рейнсько-Лівійського рифтового пояса). Найчастіше молоді рифтогенні структури успадковують простягання древніх складчастих і розривних структур фундаменту чи «пристосовуються» до них, утворюючи колінчасті, зигзагоподібні, кулісні поєднання. Таким чином, у процесі рифтогенезу древній анізотропний фундамент розколюється за найбільш ослабленими напрямками, подібно до того, як дрова дрова розщеплюється згідно з волокнистою текстурою деревини. Ослаблені зони фундаменту, використані кайнозойськими рифтогенними структурами, протягом тривалого платформного розвитку часом (у палеозої або мезозої) активізувалися і служили або зонами підвищеної проникності для магматичних розплавів і впровадження інтрузій, зокрема лужних масивів кільцевого типу, або зон.
Серед епіплатформних рифтових зон чітко виділяються два типи, що істотно відрізняються за характером структур, відносної ролі вулканізму та історії формування. Автор назвав їх щілинним і склепінно-вулканічним (Мілановський, 1970):
а) рифтові зони склепінно-вулканічного типу (Ефіопська та Кенійська зони Східної Африки) характеризуються виключно потужною та тривалою наземною вулканічною діяльністю. Вона починається на широкій площі ще до закладання рифту, а згодом продовжується в межах осьового грабену і пов'язаних з ним другорядних грабенів та зон розломів. Головну роль грають виверження основних та середніх лав і пірокластолітів сильно лужного та слабо лужного ряду. В Ефіопській рифтовій зоні істотну роль відіграють також кислі (з підвищеною лужністю) вулканіти. Виникненню рифту передує тривале зростання великого пологого овального склепінного підняття, що супроводжується потужними виверженнями, потім в його осьовий ослабленій зоні закладається порівняно неглибокий грабен, а також пов'язані з ним додаткові грабени і скиди - поперечні і діагональні на крилах склепіння і віяло. Амплітуда горизонтального розтягування у склепінно-вулканічних рифтових зонах мінімальна. Вони відрізняються помірною сейсмічності. Формування склепіння, що характеризується великим гравітаційним мінімумом, мабуть, пов'язане з виникненням лінзи розущільненого, аномально розігрітого матеріалу та з окремими магматичними вогнищами у верхах мантії, а утворення грабенів частково обумовлено просіданням блоків кори при розвантаженні цих вогнищ;
б) рифтові зони щілинного типу відрізняються більшою глибиною грабенів, яка може досягати 3-4 (Верхнерейнський грабен) та навіть 5-7 км (Південно-Байкальський грабен). З великою потужністю пухких опадів у грабенах пов'язані великі гравітаційні мінімуми. Нерідко грабени кулісно підставляють один одного. Крайові підняття значно вже, ніж у склепінно-вулканічних рифтах, простежуються не повсюдно, нерідко лише з одного боку грабена, і іноді зовсім відсутні, а в деяких випадках (рифтова зона Північного моря) розвиток рифтів відбувається на тлі загального опускання. Місцями всередині рифтової зони виникають склепіння і горстоподібні підняття, що досягають в окремих випадках величезної висоти (до 4-5 км в блоці Рувензорі в Танганьїкській зоні). З внутрішніми підняттями пов'язані гравітаційні максимуми, та його висування носить антиізостатичний характер. Щілинні рифтові зони характеризуються відносно слабкими, локальними та епізодичними проявами вулканізму або повною їх відсутністю. За цією ознакою серед них можна виділити слабовулканічні (Танганьїкська, Верхньорейнська) та невулкаїчні зони (середній сегмент Байкальського рифтового поясу). Центри вивержень приурочуються до сідловин між чітко розташованими грабенами, їх прибортовим сходам, крайовим підняттям та іншим піднятим ділянкам. Петрохімічно вулканізм близький до склепінно-вулканічним зон, але тут частіше присутні вкрай лужні серії (натрієві або калієві) та карбонатити. Вулканічна активність може виявлятись на різних стадіях рифтогенезу.
Процес формування щілинних зон починається із закладення вузьких лінійно витягнутих грабенів (зазвичай приурочених до древніх ослаблених зон), заповнюваних спочатку тонкообломочними («молассоідними»), а також карбонатними і хемогенними опадами, які згодом змінюються більш грубообломочі. Цей формаційний ряд, а також геоморфологічні дані показують, що інтенсивне зростання крайових і внутрішніх піднять почалося пізніше закладання грабенів, а подекуди ще не виявилося. Концепція виникнення рифту внаслідок обвалення склепіння до щілинних рифтових зон не застосовується. Ці зони більш сейсмічні, ніж склепінно-вулканічні. Амплітуда горизонтального розтягування в них може бути більшою, ніж останніх, але, мабуть, зазвичай не перевищує 5-10 км. У грабенах щілинних рифтових зон, очевидно, відбувається значний «витік» теплової енергії. У деяких щілинних зонах, крім розсувної, є компонента зсуву. У Левантинській зоні остання, мабуть, значно перевищує поперечне розтягування, але в окремих її ділянках горизонтальна деформація наближається до чистого зрушення.
У рифтових поясах і зонах молодих складчастих споруд рифтоутворення слідує за геосинклінальним циклом розвитку, будучи безпосереднім продовженням його заключного, орогенного етапу. В процесі рифтогенезу в цих зонах нерідко виникає система з вузьких, але дуже протяжних (до багатьох сотень кілометрів) взаємопаралельних грабенів, розділених сумірними з ними вузькими жменями або односторонніми жменями (рифтова система Кордильєр). Амплітуди відносного переміщення блоків по нормальним похилим скидам, що їх поділяють, досягають 2-5 км. Поряд із загальним значним горизонтальним розтягуванням можуть мати місце значні зсувні деформації (наприклад, зсув Сан-Андреас у Каліфорнії). Формування рифтогенних структур випереджається і супроводжується виключно потужними виверженнями магми вапняно-лужного ряду, як кислої, і основний. Живлення вулканів походило з вогнищ різної глибинності, що розташовувалися як у верхній мантії (осередки базальтового вулканізму), так і в корі (осередки ліпарито-дацитового вулканізму). Розосередження розтягування та супутнього вулканізму в межах дуже широкої смуги з численними грабенами в деяких епіорогенних рифтових зонах, очевидно, пов'язана з тим, що рифтогенез розвивається в умовах більш «прогрітої» та «пластичної», а у верхній частині – роздробленої літосфери порівняно з відносно «жорсткою» та «холодною» літосферою епіплатформних рифтових зон.
РИФТ (а. rift; н. Rift; ф. rift; і. rift), рифтова зона, - велика смугоподібна (у плані) зона горизонтального розтягування земної кори, виражена в її верхній частині у вигляді одного або декількох зближених лінійних грабенів і сполучених з ними блокових структур, обмежених та ускладнених переважно поздовжніми розломами типу похилих скидів та розсувів. Протяжність рифту - багато сотень і більше тисячі км, ширина - зазвичай десятки км. У рельєфі рифти, як правило, виражені вузькими і глибокими подовженими улоговинами або ровами з відносно крутими схилами.
Рифти в періоди їх активного розвитку (рифтогенезу) характеризуються сейсмічності (з малоглибинними осередками землетрусів) та високим тепловим потоком. У результаті розвитку рифтів у яких можуть накопичуватися потужні товщі чи , у яких укладено великі нафти , руд різних металів та інших. в сторони, а кора, що лежить вище, — деяке сводоподібне витріщення. Ці процеси одні дослідники вважають основною причиною утворення рифтів, інші вважають, що місцеве піднесення верхньої мантії та кори лише сприяє виникненню рифту і зумовлює його локалізацію (або навіть є його наслідком), тоді як основною причиною рифтоутворення є регіональне (або навіть глобальне?) розтягування кори. При особливо сильному горизонтальному розтягуванні древня континентальна кора не більше рифту піддається повного розриву і її розсунутими блоками у разі рахунок надходить з верхньої мантії магматичного матеріалу основного складу формується нова малопотужна кора океанічного типу. Цей процес, властивий рифтам океанів, називається спредінгом.
За характером глибинної будови кори в рифтах і зонах, що їх обрамляють, розрізняються основні категорії рифтів - внутрішньоконтинентальні, міжконтинентальні, периконтинентальні і внутрішньоокеанічні (рис.).
Внутрішньоконтинентальні рифти мають кору континентального типу, витончену в порівнянні з областями, що обрамляють. Серед них за особливостями тектонічного положення виділяються рифти стародавніх платформ (епіплатформні або інтракратонні) склепінно-вулканічного типу (наприклад, Кенійський, Ефіопський, рис. 1) та слабо-або невулканічні щілинного типу (наприклад, Байкальський, Танганьїкський) (рис. 2), а також рифти та рифтові системи рухомих поясів, які періодично виникають і потім перетворюються в ході їхнього геосинклінального розвитку і головним чином формуються на постгеосинклінальних етапах їх еволюції (наприклад, рифтова система Басейнів та Хребтів у Кордильєрах, рис. 3). Масштаб розтягування у внутрішньоконтинентальних рифтах — найменший у порівнянні з іншими категоріями (кілька км — перші десятки км). Якщо континентальна кора в зоні рифтів піддається повному розриву, внутрішньоконтинентальні рифти перетворюються на міжконтинентальні (рифти Червоного моря, Аденської, Каліфорнійської заток; рис. 4).
Внутрішньоокеанічні рифти (т.зв. серединно-океанічні хребти) мають кору океанічного типу як в їх осьових зонах (зонах сучасного спредингу), так і на їх флангах (рис. 5). Подібні рифтові хребти можуть виникати або внаслідок подальшого розвитку міжконтинентальних рифтів, або в межах більш давніх океанічних областей (наприклад, у Тихому океані). Масштаб горизонтального розширення у внутрішньоокеанічних рифтах найбільший (до перших тисяч км). Для цих рифтів характерна наявність поперечних розривів, що перетинають їх (трансформних розломів), як би зміщують у плані сусідні відрізки цих рифтових зон відносно один одного. Всі сучасні внутрішньоокеанічні, міжконтинентальні, а також значна частина внутрішньоконтинентальних рифтів безпосередньо пов'язані між собою на Землі і утворюють рифтів світову систему.
Периконтинентальні рифти та рифтові системи, властиві окраїнам та Індійським океанам, мають сильно витончену континентальну кору, яка змінює океанічну у бік внутрішньої частини океану (рис. 6). Периконтинентальні рифтові зони та системи формувалися на ранніх стадіях еволюції западин вторинних океанів. Міжконтинентальні та внутрішньоокеанічні рифти виникали, принаймні, з середини мезозою, а можливо, і в ранні часи. Внутрішньоконтинентальні рифти в межах стародавніх платформ формувалися починаючи з протерозою і згодом нерідко зазнавали регенерації (т.зв.). Рифтоподібні лінійні зони розтягування, що пізніше піддавалися стиску, виникали вже (зеленокам'яні пояси).
Походження Байкалу досі викликає наукові суперечки. Вік озера вчені зазвичай визначають 25-35 млн років. Цей факт також робить Байкал унікальним природним об'єктом, оскільки більшість озер, особливо льодовикового походження, живуть у середньому 10-15 тис. років, а потім заповнюються мулистими опадами та заболочуються. Однак існує також версія про молодість Байкалу, висунуту доктором геолого-мінералогічних наук Олександром Татариновим у 2009 році, яка отримала непрямі підтвердження під час другого етапу експедиції «Світів» на Байкалі. Зокрема, діяльність грязьових вулканів на дні Байкалу дозволяє вченим припускати, що сучасної берегової лінії озера лише 8 тисяч років, а глибоководної частини - 150 тисяч років.
Одні дослідники пояснюють освіту Байкалу його розташуванням у зоні трансформного розлому, інші припускають наявність під Байкалом мантійного плюму, треті пояснюють утворення западини пасивним рифтингом внаслідок колізії Євразії та Індостану. Як би там не було, перетворення Байкалу триває досі - на околицях озера постійно відбуваються землетруси. Є припущення у тому, що просідання западини пов'язані з утворенням вакуумних вогнищ внаслідок виливання базальтів поверхню (четвертинний період).
П.А. Кропоткін (1875) вважав, що утворення западини пов'язане з розколами земної кори. І.Д. Черський, своєю чергою, вважав генезис Байкалу як прогин земної кори (в силурі). В даний час набула широкого поширення теорія (гіпотеза) «рифту». За цією гіпотезою, в результаті стиснення земної кори утворюється величезне склепіння, а розтягування, яке згодом змінює стиск, викликає просідання верхньої частини склепіння по осі.
Н. А. Флоренсов розглядає западину Байкалу як центральну, найбільшу і найдавнішу ланку Байкальської рифтової зони, що виникла і розвивається одночасно зі світовою рифтовою системою. Коріння западини, розсікаючи всю земну кору, йдуть у верхню мантію, тобто на глибину 50-60 км. Під западиною Байкалу і, мабуть, під усією рифтовою зоною відбувається аномальний розігрів надр, причина якого поки що неясна.
Легка розігріта речовина, спливаючи, підняла над собою земну кору, подекуди зламавши її на всю товщу і утворивши основу сучасних хребтів, що оточують Байкал. Одночасно розігріта речовина розтікалася під корою убік, що створило горизонтальні сили розтягування. Розтягування кори викликало розкриття стародавніх та утворення нових розломів, опускання по них окремих блоків та оформлення міжгірських западин – рифтових долин – на чолі з гігантською западиною Байкалу.
При дослідженні донних відкладень Байкалу за допомогою спеціальних поршневих вакуумних трубок вченим вдалося в різних районах озера відібрати колонки донних відкладень завдовжки 10-12 м. Поверхневі шари донних відкладень у всіх улоговинах представлені тонкозернистими алевритовими мулами. Але в нижній частині колонок, на глибині 8-10 м від поверхні дна, в різних місцях виявилися піщані відкладення, які зазвичай формуються на мілководних ділянках озера або в руслах річок, у їх дельтах та на придельтових територіях при інтенсивному перемішуванні донних наносів. Однак нічого подібного на глибинах 1000-1600 м, де знайдено піщані відкладення, нині в Байкалі немає. На підставі цього й народилася гіпотеза, що Байкал із його великими глибинами виник зовсім недавно, а деякі дослідники піщані відкладення під шаром мулу стали називати добайкальськими. Швидкість накопичення опадів у відкритому Байкалі в даний час дорівнює в середньому 4 см за 1000 років. Отже, неважко підрахувати час, коли Байкал ще був Байкалом, але в його місці були мілководні водойми чи водотоки, - лише 200-250 тис. років тому вони. У геологічному масштабі часу це зовсім недавно, практично на очах людини.
Дослідження ж палеонтологів і палеолімнологів показують, що на Байкалі, в різних районах узбережжя, досить поширені озерні відкладення третинного часу зі специфічною копалиною озерної фауною - молюсками, залишками рослин та інших організмів. Вік цих знахідок і відкладень щонайменше 20-25 млн. років. Отже, вже тоді на місці сучасного Байкалу існувало досить водоймище озерного типу зі значними глибинами. Можливо, обриси його не зовсім точно збігалися з контурами сучасного озера - наприклад, у південній улоговині він був дещо ширшим. На той час, ймовірно, було досить глибоке озеро в Баргузинській долині та серія озер у Тункінській западині. Сучасні ж обриси могли сформуватися порівняно недавно, можливо, в льодовиковий або післяльодовиковий період, тому що розвиток улоговини Байкалу, як і всього Байкальського рифту, продовжується - про це свідчать численні щорічні землетруси.
А піщані відкладення в товщі донних опадів на великих глибинах могли утворитися при селевих паводках, мутних потоках і підводних зсувах. Наприклад, такі ж піщані відкладення, принесені мутними потоками та підводними зсувами, знайдені в Тихому океані на відстані кількох сотень кілометрів від берега Каліфорнії. Необхідні більш ретельні дослідження, можливо, з бурінням донних опадів у районі великих глибин, щоб простежити історію розвитку улоговини та еволюцію тваринного та рослинного світу Байкалу.
Рифти як глобальні геотектонічні елементи – це характерна структура розтягування земної кори. Під поняття рифтів підходять також вузькі форми рельєфу - борозни (“грабени”), ще скомпенсовані опадами та відкладеннями; великі та широкі западини з досить взаємовіддаленими бортами; куполоподібні, або протягнуті у вигляді хребтів, системи піднять, ускладнені осьовим грабеном (наприклад, рифти в центральних частинах океанів та у Східній Африці). Вважається, що це є лише різні тимчасові стадії формування рифтових структур, виявлені нині у океанах і континентах. Вік визначається по відкладах та опадів.
Перше місце серед планетарних рифтових систем займає Світова система рифтів (МСР), що утворилася протягом кайнозою і розвивається до теперішнього часу, виявлена в 1957 році, яка простягається на довжину понад 60 тис. км під водами Світового океану, і заходить поряд своїх відгалужень також на континент . МСР є широкі (до тисячі кілометрів і більше) підняття, що височіють над дном на 3,5 - 4 кілометри і протягуються на тисячі кілометрів. До осьових частин хребтів приурочені активні рифтові зони, що складаються з системи вузьких грабенів (рифтових ущелин типу Байкалу), обрамлених гірськими рифтовими грядами типу Байкальського, Баргузинського та інших хребтів, що оточують Байкал.
До інших рифтових (планетарного масштабу) належать рифти, приурочені до континентів (крім обумовлених вище) – наприклад, Рейнський грабен (довжина близько 600 км) або Байкальська рифтова зона (довжина понад 2,5 тис. км). Сучасні рифтові зони континентів мають багато спільного з рифтами серединноокеанічних хребтів, що належать МРР. Їх виникнення також пов'язане з процесами підйому глибинної речовини, склепінного підняття, горизонтального розтягування земної кори під його натиском, потонанням кори та підйомом поверхні Мохоровича. Континентальні рифтові системи (КСР) також утворюють протяжні системи, що гілкуються в плані (подібно до МСР), але набагато менш виражені в рельєфі, тому деякі їх ланки здаються ізольованими. На перший погляд важко назвати аналогом Байкалу рифтову ущелину, поховану під товщею води 3-3,5 кілометра. Походження Байкальської та океанічних рифтових зон однаково за своєю суттю. Більшість КСР мають кайнозойський вік освіти. Байкальський рифт утворився наприкінці палеогену. У поперечному перерізі рифтова зона є системою ступінчасто занурюваних до осьової частини скошених під різними кутами блоків. Поверхні розділу зазвичай є скидами, що крутопадають.
Земна кора континентальних рифтів характеризується помітним утоненням до 20-30км, підйомом поверхні Мохоровича та збільшенням потужності осадового шару, тому в розрізі земна кора має форму двояковогнутої лінзи. У вивченні рифтових структур багато ще не з'ясовано та не вивчено. Чи є рифтоутворення процесом, властивим лише мезокайнозойським ерам? Чи виник цей процес лише у наступні 100-150 млн. років життя Землі, чи його частку слід віднести перетворення її лику й у більш ранні епохи? На ці питання ще не дано чітких відповідей.
Процеси рифтоутворення слід розглядати як одну з характерних рис розвитку земної кори, що мала місце протягом усієї історії її життя. Вони зумовлені горизонтальним розтягуванням земної кори, що призводить до вертикального опускання. Блоків земної кори та підняття на денну поверхню речовини мантії. У розвитку рифтових зон має місце певна стадійність. На першій стадії внаслідок підтікання розущільненої речовини мантії у земній корі утворюється куполоподібне або лінійно-протяжне підняття, потім за рахунок розтягування йде формування грабенових прогинів у найбільш піднятих їх частинах. На наступних стадіях рифтові зони можуть бути осьовими частинами більших опускань, або, у разі зміни розтягування стисненням, перероджуються в складчасті підняті споруди геосинклінального типу.
Поширення рифтових зон немає строго лінійного характеру. Окремі частини (елементи) взаємно зміщуються у поперечному напрямі по трансформним розломам. Вивчення сучасних та стародавніх рифтових зон в океані та на континентах дозволить отримати ясне уявлення про будову та геологічну історію цих великих геологічних планетарних структур, а також про нафтогазоносність багатокілометрових осадових порід, що заповнюють багато рифтових западин. Озеро Байкал як щодо молода рифтова зона при її подальшому вивченні здатна надати ще більший матеріал для глибшого розуміння сутності геологічних, магматичних процесів у галузі рифтових зон.
Останнім часом встановлено нову форму існування земної кори - системи рифтових зон, розвинених як межах океанічної, і материкової кори, соціальній та їх перехідних частинах і займають лише межах океанів площу, рівну континентам. Для рифтових зон виявляються часом складні специфічні взаємини мантії та кори, які нерідко характеризуються відсутністю кордону Мохо, а інтерпретація їхньої природи не вийшла ще з області дискурсії, у тому числі й у питанні їх типізації. Це. треба мати на увазі щодо виділених типів рифтових систем відповідно до даних М. І. Кузьміна, який розрахував у 1982 р. для магматичних порід цих систем природні геохімічні стандарти:
океанічні рифтові зони, приурочені до серединноокеаническим хребтам, що утворюють єдину систему океанічних піднятий довжиною до 60 тис. км з наявністю їх межах найчастіше вузьких рифтових долин глибиною 1-2 км (у Східно-Тихоокеанському піднятті - центральне горстовое. Формуються основні породи з примітивної толеїтової магми малих глибин генерації – 15-35 км;
континентальні рифтові зони є грабени, генетично пов'язані з розломами типу скидів, будучи часто приуроченими до осьових частин великих склепінь, потужність кори під якими зменшується до 30 км, а мантія, що підстилає, нерідко розущільнена. У рифтових долинах з'являються толеїтові базальти, а у видаленні - породи лужно-базальтової та бімодальної серій, а також лужно-ультра-основні породи з карбонатитами;
острівні дуги, що складаються з чотирьох елементів: глибоководного жолоба, осадової тераси, вулканічної дуги та окраїнного моря. Потужність земної кори від 20 км і більше магматичні камери на глибині 50-60 км. Наявна закономірна зміна низькохромнікелевих толеїтових серій на натрові вапняно-лужні серії, а в самому тилу острівних дуг проявляються вулканіти шошонітових серій; активні континентальні околиці андійського типу, що характеризують «наповзання» континентальної кори на океанічну, як і острівні дуги, супроводжуються сейсмофокальною зоною Заварицького - Беньофа, але з відсутністю околиць морів і розвитком вулканізму в межах околиці континенту при збільшенні потужності земної пори до 6 - До 200-300 км. Магматизм обумовлений як мантійними, і коровими джерелами, починаючи з формування порід вапняно-лужних (ріолітових) серій, що змінюються на породи андезитової формації - латитовая серія; 5) активні континентальні околиці каліфорнійського типу на відміну від острівних дуг та активних континентальних околиць індійського типу не супроводжуються глибоководним жолобом, а характеризуються з знаходженням зон стиснення та розтягування, що виникли в результаті насуву Північноамериканського континенту на всю систему серединноокеанічного. Тому відбувається одночасний прояв магматизму, властивого як рифтогенних структур (океанічного та континентального типів), так і зон стиснення (глибинні сейсмофокальні зони).
Розраховані М. І. Кузьміним петрогеохімічні стандарти (типи) магматичних порід, характерні для зазначених зон, мають велике наукове значення, незалежно від плейтектонічних поглядів їх автора, в тому числі і для типізації характеру докембрійського магматизму. В. М. Кузьмін вважає, що особливості цих геохімічних типів магматичних порід визначаються не віком, а геодинамічними умовами формування, тому ці типи можуть бути основою для реконструкції на місці рухомих поясів минулих активних зон, які можна порівняти з сучасними. Прикладом таких реконструкцій є ототожнення мезозойського Монголо-Охотського поясу з рифтовою системою активних околиць каліфорнійського типу. Цьому уявленню, що заперечує існування геосинклінальних систем принаймні у фанерозої і розповсюджує закономірності рифтогенного породоутворення на далеке минуле Землі, протистоїть уявлення, також засноване на дослідженні геохімічних закономірностей магматизму, про те, що острівні дуги не вказують на наявність кори перехідного типу рифтогенних структур, а є типовими молодими геосинкліналями.
Більшість сучасних рифтових зон пов'язані між собою, утворюючи глобальну систему, що простяглася через континенти та океани (рис. 5.1). Усвідомлення єдності цієї системи, що охопила всю земну кулю, спонукало дослідників шукати планетарні за своїм масштабом механізми тектогенезу та сприяло народженню «нової глобальної тектоніки», як наприкінці 60-х називали концепцію тектоніки літосферних плит.
У системі рифтових зон Землі більша її частина (близько 60 тис. км) знаходиться в океанах, де виражена серединно-океанськими хребтами (див. рис. 5.1), їх перелік дається в гол. 10. Ці хребти продовжують один одного, а в кількох місцях пов'язані між собою «потрійними зчленуваннями»: на з'єднаннях Західно-Чилійського та Галапагоського хребтів зі Східно-Тихоокеанським, на півдні Атлантичного океану та в центральній частині Індійського. Перетинаючи кордон із пасивними континентальними околицями, океанські рифти продовжуються континентальними. Такий перехід простежений на південь від потрійного зчленування Аденського та Червономорського океанських рифтів з рифтом долини Афар: уздовж неї з півночі на південь океанська кора виклинюється і починається континентальна Східно-Африканська зона. В Арктичному басейні океанський хребет Гаккеля триває континентальними рифтами на шельфі моря Лаптєвих, а потім складною неотектонічною зоною, що включає Момський рифт (див. рис. 5.3).
Там, де серединноокеанські хребти підходять до активної континентальної околиці, вони можуть поглинатися в зоні субдукції. Так, біля Андської околиці закінчуються Галапагоський та Західно-Чилійський хребти. Інші співвідношення демонструє Східно-Тихоокеанське підняття, над продовженням якого на насунутій Північноамериканській плиті утворився континентальний рифт Ріо-Гранде. Подібним чином океанські структури Каліфорнійської затоки (що являють собою, мабуть, відгалуження головної рифтової зони) продовжуються континентальною системою Басейнів та Хребтів.
Відмирання рифтових зон простягання носить характер поступового згасання або буває приурочено до трансформного розлому, як, наприклад, на закінчення хребтів Хуан-де-Фука та Американо-Антарктичного. Для Червономорського рифту закінченням служить Левантійський зсув.
Охоплюючи майже всю планету, система рифтових зон кайнозою виявляє геометричну правильність і певним чином орієнтована щодо осі обертання геоїду (рис. 5.2). Рифтові зони утворюють майже повне кільце навколо Південного полюса на широтах 40-60° і відходять від цього кільця меридіонально з інтервалом близько 90° трьома поясами, що затухають на північ: Східно-Тихоокеанським, Атлантичним та Індоокеанським. Як показали Є.Є. Мілановський та А.М. Нікішин (1988), можливо, з деякою умовністю намічено на відповідному місці і четвертий, Західно-Тихоокеанський пояс, який простежується як сукупність задукових проявів рифтогенезу. Нормальний розвиток рифтового поясу тут був пригнічений інтенсивним західним усуненням та субдукцією Тихоокеанської плити.
Під усіма чотирма поясами до глибин у перші сотні кілометрів томографія виявляє негативні аномалії швидкостей та підвищене згасання сейсмічних хвиль, що пояснюють висхідним струмом розігрітої речовини мантії (див. рис. 2.1). Правильність у розміщенні рифтових зон поєднується з глобальною асиметрією як між полярними областями, так і щодо Тихоокеанської півкулі.
Закономірне та орієнтування векторів розтягування у рифтових зонах, переважають близмеридіональні та близширотні. Останні максимальні в приекваторіальних областях, спадаючи вздовж хребтів як у північному, і у південному напрямі.
Поза глобальною системою є лише деякі з великих рифтів. Це система Західної Європи (що включає Рейнський грабен), а також системи Байкальська (рис. 5.3) та Фенвей (Шаньсі), приурочені до розломів північно-східного простягання, активність яких, як вважають, підтримується колізією континентальних плит Євразії та Індостану.
Континентальний рифтогенез
Активним рифтовим зон континентів властиві розчленований рельєф, сейсмічність, вулканізм, які чітко контролюються великими розломами, переважно скиданнями. Головний сучасний пояс континентального рифтогенезу, що протягнувся майже меридіонально більш ніж на 3 тис. км. через всю Східну Африку, так і був названий поясом Великих африканських розломів. Зони, що утворюють, розгалужуються і сходяться, підкоряючись складному структурному малюнку. У рифтах цього пояса утворилися озера Танганьїка, Ньяса (Малаві) та інші; серед приурочених до нього вулканів – такий гігант, як Кіліманджаро, та відомий своєю активністю Ньірагонго. Байкальська рифтова система також належить до найбільш представницьких і добре вивчених.
Рельєф, структура та осадові формації.Центральне положення в рифтовій зоні зазвичай займає долина шириною до 40 - 50 км, обмежена скидами, що нерідко утворюють східчасті системи. Така долина іноді простягається вздовж склепіння земної кори (наприклад, Кенійський рифт), але може формуватися і без нього. Тектонічні блоки на обрамленні рифту бувають підняті до позначок 3000-3500 м, а гірський масив Рувензорі на півночі Танганьїкської зони височить до 5000 м. Нерідко рифти ускладнені поздовжніми або діагональними жменями. В області Басейнів та Хребтів Північної Америки розтяг земної кори розподілився по великій (майже 1000 км) площі, де утворилися численні порівняно дрібні грабени, розділені горстами, що створює складний тектонічний рельєф. Іноді, як, наприклад, Сході Бразильського щита, спостерігаються системи асиметричних односторонніх грабенів. У цілому нині асиметрія структури і рельєфу й у багатьох континентальних рифтових зон.
У своїй верхній оголеній частині скиди нахилені до горизонту під кутом до 60 градусів. Проте, судячи з сейсмічним профілям, багато хто з них викладається на глибині, їх називають листричними (грецьк. ковшеподібні). При зміщенні по скидах часто помітна і зсувна компонента (на Байкалі лівостороння). Для сейсмоактивних розломів розтяг по скидах та зрушення визначаються і при вирішенні фокальних механізмів. Як показав В.Г. Казьмін (1987), діагонально орієнтовані розриви зі зсувним зміщенням та їх ешелоновані системи у ряді випадків переносять рух від одного рифту, що розкривається, до іншого і в цьому відношенні аналогічні трансформним розломам океанського рифтогенезу. У складно побудованих рифтових зонах, таких як Східно-Африканська, скиди та зрушення утворюють закономірні та досить виразні парагенези.
Уздовж деяких порівняно порожнистих орієнтованих розривів паралельно їх зміщувачу розвивається динамотермальний метаморфізм, про що можна судити в тих випадках, коли при подальшому розтягуванні метаморфіти оголилися або наблизилися до поверхні.
Для осадових формацій континентальних рифтів, переважно моласових, характерне поєднання з тією чи іншою кількістю вулканітів, аж до випадків, коли осадові формації повністю заміщуються вулканічними. Згідно з Є. Є. Мілановським, потужність кайнозойського заповнення рифтів може досягти 5-7 тис. м (наприклад, у Південно-Байкальському), але зазвичай не перевищує 3-4 тис. м. Переважають уламкові відкладення озерного (у тому числі озерні турбідити) , алювіального, пролювіального, а в Байкальських западинах також флювіогляціального та льодовикового походження. Як правило, знизу вгору грубість уламкового матеріалу зростає. У кліматичних умовах рифту Афар виявилося можливим накопичення евапоритів. У зоні вулканізму винесення речовини гідротермальними розчинами створює умови і для відкладення специфічних хемогенних опадів - карбонатних (у тому числі содових), крем'янистих (діатомових, опалових), сульфатних, хлоридних.
Магматизм та його продукти.Континентальний рифтогенез супроводжується магматизмом і лише локально його поверхневі прояви можуть бути відсутніми. Так, зокрема, немає надійно встановленого вулканізму у рифті озера Байкал, але в тій самій системі в Тункінському та Чарському рифтах є тріщинні виливи базальтів. Нерідко вулкани розміщуються асиметрично - з одного боку від рифтової долини, її більш високому борту.
Магматичні породи винятково різноманітні, у тому числі широко представлені лужні різниці. Характерні контрастні (бімодальні) формації, у освіті яких беруть участь як мантійні базальтові виплавки (та його похідні), і анатектичні, переважно кислі розплави, які у континентальної корі. У контрастних формаціях Східно-Африканського поясу поряд із лужними олівіновими базальтами, трахітами та фонолітами В. І. Герасимовський та А. І. Поляков вказують ріоліти, комендити, пантелерити. У калієвих серіях зустрічаються лейцитити та лейцитові базаніти, є лужні ультрабазити та супутні їм карбонатити.
Згідно з М. Вілсоном (1989), дані про вміст рідкісних елементів та ізотопні відносини неодиму та стронцію в різних вулканічних формаціях Східно-Африканського поясу свідчать про неоднаковий ступінь контамінації мантійних магм коровою речовиною. Виявилося, що в деяких серіях вся різноманітність порід була обумовлена фракційною кристалізацією.
Геофізичні властивості.За геофізичними даними потужність кори під континентальними рифтами зменшується і відбувається відповідне піднесення поверхні Мохоровичича, яка знаходиться там у дзеркальній відповідності до наземного рельєфу. Потужність кори під Байкальським рифтом знижується до 30-35 км, під Рейнським - до 22-25 км, під Кенійським - до 20 км, причому на північ, уздовж долини Афар, вона сягає 13 км, а далі під осьовою частиною долини з'являється океанська кора.
У мантійному виступі під рифтом породи розущільнені (швидкості поздовжніх хвиль варіюють в інтервалі 7,2-7,8 км/с), їх пружні характеристики знижено до значень, властивих мантійній астеносфері. Тому їх розглядають або як астеносферний діапір (для рифтів Ріо-Гранде та Кенійського), або як лінзовидну «подушку», витягнуту вздовж рифтової зони і певною мірою відокремлену від головного астеносферного шару. Така лінза потужністю 17 км виявлена сейсмічним зондуванням під Байкалом. Помічено, що в асиметричних рифтах гребінь мантійного виступу найчастіше не збігається з віссю долини, а зміщений у бік вищого крила. Там же розміщуються центри вулканізму.
Неглибоке залягання астеносфери обмежує глибинність сейсмічних вогнищ. Вони розміщуються в витонченій корі, і в залежності від її потужності гранична глибина осередків варіює від 15 до 35-40 км. Рішення фокального механізму вогнищ встановлює скидні та підлеглі їм зсувні зсуви.
Близькість розігрітої астеносфери, вулканізм та підвищена проникність порушеної розломами кори виражаються у геотермічному полі, тепловий потік у рифтах різко підвищений. Магнітотелуричним зондуванням визначено високу електропровідність порід в астеносферному виступі.
У гравітаційному полі рифтовій зоні відповідає негативна аномалія Буге, що простяглася широкою смугою і, як вважають, обумовлена розущільненням мантійних порід. На фоні простежуються більш різкі негативні аномалії над рифтовими западинами з їх пухким осадовим заповненням та позитивні аномалії, що маркують смуги впровадження основних та ультраосновних магматичних порід.
Механізми рифтогенезу.Фізичні моделі утворення рифтів враховують спостережувану концентрацію розтягувань у порівняно вузькій смузі, де відбувається відповідне зменшення потужності континентальної кори. Уздовж ослабленої зони утворюється дедалі тонша «шийка» (англ., necking), до розриву і розсуву континентальної кори зі своїми заповненням корою океанського типу. У різних рифтах такий критичний момент настає, мабуть, при різній граничній товщині сіалічної кори (у Червономорському та Аденському рифтах вона була потонена приблизно вдвічі) і означає перехід від континентального рифтогенезу до океанського.
Мал. 5.4. Моделі континентального рифтогенезу. За Р. Алмендінгер та ін, (1987):
а - класична модель симетричних горстів та грабенів; б - модель Сміта та інших із субгоризонтальним зривом між ярусом крихких та ярусом пластичних деформацій; в - модель У. Гамільтона та інших з лінзовидним характером деформацій; г - модель Б. Вернике, яка передбачає асиметричну деформацію на основі пологого скидання
Оскільки у земної поверхні розтягування в континентальних рифтах відбувається за допомогою скидних зсувів, первісна, класична модель рифтогенезу враховувала лише ці тендітні деформації (рис. 5.4., а). За підрахунками Ж. Анжельє і Б. Колетти, сумарний ефект усунення скидів дає розтягнення на 10-50% у Суецькій затоці до 50-100% у Каліфорнійській системі і до 200% на півдні області Басейнів та Хребтів. На одному з відрізків долини Афар підрахунки У. Мортона та Р. Блекка дали триразове розтягнення. Такі високі значення набули задовільного пояснення в пізніших моделях, які будувалися з урахуванням зміни механічних властивостей порід з глибиною, у міру наростання тисків і температур. Модель Р. Сміта (рис. 5.4 б) передбачає в низах кори, під ярусом крихких деформацій, існування ярусу пластичних деформацій. При цьому в міру розтягування скиди вигинаються і викладаються у своїй нижній частині, стають листирними. Опускання блоків за такими скидами супроводжується їх обертанням (перекиданням), а ступінь розтягування наростає від країв рифтової зони до її центру. Той самий ефект може бути отриманий і при припущенні, що в середній частині кори існує ще один, перехідний, ярус деформацій, де зміщення розосереджено по множині дрібних діагональних відколів або субгоризонтальних поверхонь ковзання.
Всі ці варіанти рифтогенезу передбачають локальне потонання кори під дією напруг, що розтягують, з утворенням симетрично побудованої рифтової зони. Д. Маккензі (1978) дав кількісну оцінку наслідків такого утоніння: ізостатичне опускання кори та зустрічне підняття астеносферного виступу, якому цей дослідник відводить пасивну роль.
Ще одну модель, що враховує нові дані про глибинну будову континентальних рифтів і властиву багатьом з них асиметрію, запропонував Б. Вернік (1981). Провідна роль приділяється великому пологому (10-20°) скидання, при утворенні якого, можливо, використовуються внутрішньокорові астеносферні шари (рис. 5.4, г). У міру розтягування висяче крило ускладнюється ступінчастою системою дрібних листричних скидів, тоді як на іншому крилі домінує уступ, що відповідає площині головного скидання. З ним же пов'язують згадуваний вище динамотермальний метаморфізм і вихід метаморфітів на поверхню при подальшому ковзанні висить крила вниз по зміщувачі. Модель Б. Вернике успішно пояснює й інших особливостей будови та розвитку асиметричних рифтів. При потонанні кори шляхом зміщення по пологому скидання астеносферний виступ повинен перебувати не під осьовою частиною рифту, а під висячим крилом, підпираючи і піднімаючи його, що спостерігається на багатьох профілях. На цьому високому борту рифту локалізується вулканізм. Подібна асиметрія добре виражена в Східно-Африканському поясі, вздовж якого чергуються рифти з відносно піднятим західним та східним крилом.
З урахуванням нових геофізичних даних не викликає сумніву різноманіття глибинної будови зон континентального рифтогенезу. Тому жодна з перерахованих моделей не може претендувати на універсальність, а механізм формування рифту змінюється в залежності від таких умов, як потужність, будова, температурний режим кори та швидкість розтягування.
Механізм гідравлічного розклинювання.В основі всіх перерахованих моделей лежить компенсація розтягування кори її механічною деформацією (крихкою або пластичною), зменшенням потужності та утворенням «шийки». Магматизму при цьому відводиться пасивна роль. Тим часом за наявності на глибині вогнищ базальтової магми (з її високими рідинними властивостями) набуває чинності принципово інший механізм.
Є всі підстави вважати, що швидке піднесення базальтової магми до поверхні забезпечується в зонах розтягування: ефектом, що розклинює, який надає магма на породи літосфери. Уявлення про цей процес ґрунтуються на вивченні лінійних дайок та їх систем (які розглядаються як застиглі магматичні клини) та на застосуванні до них теорії гідравлічного розриву гірських порід. В основу лягли детальні роботи з вивчення третинних та палеозойських дачок Шотландії, які завершилися узагальненнями Дж. Річі та Е. Андерсона. Вже цьому матеріалі визначилися характерні особливості лінійних дайок. Як правило, вони впроваджені по вертикальних тріщинах за допомогою розсуву крил перпендикулярно тріщині без істотного ущільнення або зминання порід, що вміщають дайку. Скидного чи зсувного зміщення під час впровадження зазвичай немає. Дайки утворюють субпаралельну систему, у межах якої потужність дайок витримується одноманітною.
Е. Андерсон показав активну роль магми для формування дайки. Впроваджуючись по тріщині, перпендикулярній мінімальному стискаючому напрузі, магматичний розплав надає дію, що розклинює, нарощуючи тріщину в довжину (див. рис. 5.5,III). Подальше вивчення залежності інтрузивного процесу від співвідношення основних напружень поблизу магматичної камери дали Дж. Робсон і К. Барр. Проте кількісне обгрунтування механізму застосування дайки стало можливим пізніше, у зв'язку з розробкою теорії гідророзриву гірських порід при видобутку нафти. М. Хабберт і Д. Вілліс провели аналогію між штучним гідророзривом та впровадженням у земну кору магматичних дайок. Щодо останніх питання спеціально розглянули А.А. Пек та В.С. Попов.
Гідравлічним розривом (гідророзривом) називають процес утворення та поширення тріщин у гірських породах під тиском рідини, у тому числі магматичного розплаву. Розтягування земної кори може виразитися тріщинами, що зяють, відриву лише на найменших глибинах - до 2-3 км. Глибше, зі збільшенням всебічного тиску і температур, тендітний відрив змінюється, як зазначалося, сколюванням все більш численним площинам, та був перетворюється на пластичну деформацію. Оскільки системи базальтових дайок беруть початок на великих глибинах, формування їх шляхом пасивного заповнення тріщин, що зяють, виключено. Єдиний можливий механізм є активним використанням за допомогою гідророзриву порід з подальшим розсуванням стінок тріщини.
Для розвитку гідророзриву достатньо, щоб тиск рідини лише трохи перевищував мінімальну стискаючу напругу в породі; зазвичай, у розрахунках їх ставлення приймають рівним 1,2. Утворюється гідравлічний клин, фронт рідини підходить близько до кінця тріщини, але не досягає його. Розклинювальний ефект забезпечується концентрацією напрузі у вершини тріщини, де її тиск, що розпирає, наростає від вершини пропорційно кубу розкриття тріщини відповідно до зниження гідравлічного опору (див. рис. 5.5,IV). На розвиток гідророзриву мало впливають реальні відмінності міцності порід, що вміщають. Відбувається швидке поширення тріщини крихкого відриву і магматичного клина, що просуває її. Як засвідчили розрахунки Н.С. Северина, тепловіддача такої ін'єкції компенсується виділенням тепла за рахунок тертя на контактах, тому не відбувається суттєвого підвищення в'язкості, яке уповільнювало б процес впровадження. Відповідно до сейсмологічних спостережень В.М. Горілочка та інших у період тріщинного виверження Толбачика на Камчатці, базальтовий клин піднімався там зі швидкістю 100-150 м/год.
Використання вертикальної дайки стає можливим, коли одна з головних стискаючих напруг, спрямованих горизонтально, зменшується тектонічним розтягуванням. Паралельні дайки, що належать одному рою, очевидно, впроваджувалися послідовно: кожен черговий гідравлічний клин створював ореол стискаючих напруг, який перешкоджав іншим ін'єкціям, а надалі поступово знімався тектонічним розтягуванням.
Таким чином, за наявності на глибині резервуара рідкої магми виникають умови для розростання літосферних шарів під дією безлічі паралельних гідророзривів, у кожному з яких нагнітання розплаву призводить до розміщення порід, що вміщають. Магматична підстилка шару літосфери, що ін'єктується дайками, дає необхідну свободу горизонтального ковзання. Можливий почерговий або спільний (на різних рівнях) прояв як гідравлічного розклинювання, так і механічного розтягування в одній рифтовій зоні.
Для континентальних рифтів механізм гідравлічного розклинювання стає значущим на завершальному етапі їх розвитку, коли потонання кори наближається до критичних величин, а зниження навантаження на астеносферний виступ сприяє більшого відділення базальтових виплавок. Саме в таких умовах на західному борту рифту Афар з'являються поздовжні рої паралельних дайок, виявлені П. Мором (1983) і пов'язані з базальтовим вулканізмом. У Красноморському рифті подібна фаза розпочалася близько 50 млн. років тому й посилилася 30 млн. років тому, коли в давню гранітну кору впровадилися потужні рої паралельних дайок контрастного складу (від толеїтових базальтів до гранофірів), що простежуються вздовж північно-східного узбережжя. Лише 5 млн років тому магматичні клини сконцентрувалися у вузькій смузі, зумовивши відрив Аравійської плити. Континентальний рифтогенез змінився океанським, який триває до теперішнього часу.
У тих випадках, коли розвиток континентального рифту припиняється на ранній стадії, він зберігається як ослаблена зона, борозна на континентальній плиті, прикладом чого служать авлакогени (див. гл. 13).
5.3. Океанський рифтогенез (спредінг)
Океанський рифтогенез, основу якого становить роздвиг за допомогою магматичного розклинювання, може таким чином розвиватися як пряме продовження континентального. Разом з тим багато сучасних рифтових зон Тихого та Індійського океанів спочатку закладалися на океанській літосфері у зв'язку з перебудовами руху плит і відмиранням більш ранніх рифтових зон.
Припущення про формування земної кори в серединно-океанських хребтах при їх розрушенні мантійною конвекцією, підйомі та кристалізації базальтової магми висловлював А. Холмс ще в 30-х і 40-х роках, уподібнивши розхідну від активної зони океанську кору нескінченним. Ця ідея отримала розвиток після того, як Г. Хесс (1960) поклав її в основу уявлень про еволюцію океанів. Р. Дітц (1961) ввів термін спрединг морського дна(англ., spread – розгортати, розстеляти). Незабаром Г. Бодварсон та Дж. Вокер. (1964) запропонували механізм розростання океанської кори за допомогою дайок, який опинився в центрі уваги на симпозіумі «Ісландія та серединно-океанські хребти» і започаткував розшифрування тектономагматичних процесів, що формують кору в зоні спредингу. Інтенсивні дослідження наступних десятиліть, що включали глибоководне буріння і детальну зйомку зон спредингу із застосуванням підводних апаратів, що жили, дали для цього великий новий матеріал.
Спредінг в Ісландії.Для розуміння океанського рифтогенезу особливий інтерес становлять дані щодо Ісландії, де протягом 350 км Серединно-Атлантичний хребет піднятий над рівнем моря. Історія повторюваних тріщинних виливів базальтів відома там протягом тисячоліття, а з минулого століття ведуться спеціальні геологічні дослідження, які були доповнені надалі геофізичними та високоточними геодезичними спостереженнями. Сучасна тектонічна та вулканічна активність зосереджена в субмеридіональних неовулканічних зонах, що перетинають острів у його центральній частині. Наймолодші базальти, що відповідають епосі Брюнес, приурочені до їхньої осі. Вони оздоблюються базальтами з віком 0,7-4 млн. років, далі з-під них виступає потужна серія платобазальтів аж до середньоміоценових (16 млн. років), що залягають переважанням зустрічного нахилу у бік неовулканічних зон. Характерно, що у зворотному напрямку (від осьових зон) базальтові покриви зменшуються в потужності і послідовно виклинюються, починаючи від молодих. В результаті II будь-якій точці нахил базальтів зверху вниз зростає: від горизонтального залягання поблизу вже еродованої покрівлі платобазальтів до 3-4 ° на позначках близько 1000 м, 7-8 ° на рівні моря і приблизно 20 ° на глибині (2000 м (за даними буріння) ).Кожне тріщинне вилив залишає горизонтально залягає (і виклинюється вхрест простягання зони) базальтовий покрив потужністю до 10 м і більше, а також його підвідний канал - вертикальну дайку долериту шириною найчастіше 10 м, орієнтовану перпендикулярно осі мінімальних. вздовж рифтової зони. Кожне наступне виверження додає один базальтовий покрив і одну дайку, тому вниз по розрізу платобазальтів дайок стає все товщі. 1000-1100 м і екстраполював їхнє подальше убування по лінійній залежності. Передбачається, що нижче за рівень моря кількість дачок відповідно наростає.
У міру напластування платобазальтів відбувається їх гравітаційне просідання, значною мірою компенсаційне по відношенню до живильного магматичного вогнища, яке простежено магнітотелуричного зондування. Одночасно в міру впровадження нових паралельних даек долериту відбувається роздвиг на величину сумарної їх потужності. На підставі таких спостережень Г. Бодварсон та Дж. Вокер запропонували механізм розростання земної кори за допомогою впровадження дачок. На рис. 5.5,1 із пізнішої публікації Г. Пальмасона (1973) цей механізм пояснюється кінематичною схемою. На ній показані розрахункові траєкторії та ізохрони переміщення новостворених в осьовій зоні порід у ході їх подальшого опускання та відсування по одну сторону від осі. Схема І. Гібсона і А. Гіббса (рис. 5.5, II) ілюструє все наростаючий нахил платобазальтів на глибині і будову віялоподібних монокліналей, які формуються по обидва боки від осьової зони в міру просідання базальтів, що виливаються, і розклинювання активної зони дайками. Останні при впровадженні вертикальні, а надалі нахиляються разом із платобазальтами, що вміщають. Зрештою відбувається новоутворення другого шару океанської кори.
Мал. 5.5. Модель формування другого шару океанської кори в Ісландії, Серединно-Атлантична зона спредінгу:
I - кінематична схема Г. Пальмасона (1973): траєкторії переміщення базальтів (пунктир), що вилилися, і ізохрони їх переміщення (суцільні лінії) в процесі розсуву та ізостатичного опускання. II - схема І. Гібсона а А. Гіббса (1987), що пояснює механізм спредингу за допомогою впровадження дачок і поверхневих виливів базальту: розклинює вплив дачок визначає роздвиг, просідання під навантаженням базальтів формує віялоподібні монокліналі по обидва боки від осьової зони ). III - використання базальтової дайки в площині, перпендикулярній мінімальній стискаючій напрузі, за Е. Андерсоном і М. Хабертом. IV - базальтова дайка як гідравлічний клин: епюра напруг, що розпирають тріщину (Р), які різко спадають до вершини гідравлічного клина назад пропорційно кубу розкриття тріщини, що створює там концентрацію напруг, що розклинює ефект і просування клина (по А.А9 Пеку) : l
- Довжина тріщини; d
- розкриття тріщини: Р до
-
тиск рідини, що нагнітається, у початку тріщини; Р б
-
бічні напруги, що стискають тріщину
Реальне втілення цієї моделі в Ісландії ускладнюється багаторазовими латеральними перескоками осі тріщинних виливів в межах вулканічної зони і навіть зміщенням всієї цієї зони. З іншого боку, деяка частина розтягування посідає скиди і відкриті тріщини, т. е. роздвиги. Вважають, що такі структури компенсують нагорі використання тих дачок, які не досягли поверхні. Зокрема екрановані дайки, ймовірно, завершуються долеритовими силами, яких чимало серед платобазальтів. Крім того, при тріщинних виливах частина базальтової магми поширюється від вулканічно-активної ділянки по простяганню зони шляхом поздовжнього проростання дайок. За даними Г. Сігурдсона, кілька таких впроваджень відбулося після тріщинного виверження Крабли 1975 р., їхнє просування зі швидкістю кількох сотень метрів на годину супроводжувалося сейсмічними поштовхами і просіданням поверхні в смузі шириною в перші кілометри. Загальна величина просідання досягала 1,5 м, у тому числі амплітуда зміщення з деяких скидів - до 1 м.
Використання спостережень по Ісландії, незважаючи на їхню детальність і надійність, обмежене аномальністю цього відрізку серединно-океанського хребта щодо звичайних підводних зон спредингу. Потужність океанської кори тут набагато вища за нормальну (до 40 км), що стійко підтримує поверхню острова над рівнем моря протягом усієї його геологічної історії. Враховуючи характерні геохімічні особливості ісландських базальтів, це пояснюють проходженням осі спредингу над мантійним струменем, що піднімає речовину з глибоких частин мантії та збільшує швидкість надходження базальтового розплаву, що формує океанську кору підвищеної потужності (див. гл. 6 і 7).
Спредінг у підводних серединно-океанських хребтах.За допомогою населених підводних апаратів досі докладно вивчений цілий ряд відрізків рифтових зон океану. Початок цих робіт поклала франко-американська програма FAMOUS, за якою в 1974-1975 роках. були закартовані ділянки Серединно-Атлантичного хребта на південний захід від Азорських островів, розташовані в рифтовій долині, на трансформному розломі та їх зчленуванні. Сейсмічно та вулканічно активна осьова частина рифтової долини на вивченому відрізку виявилася побудованою симетрично (див. рис. 10.1, II). По обидва боки від подушечних лав, що недавно вилилися, утворюють витягнуті вздовж поздовжніх тріщин насипу, на відстань 1,5 км в один і інший бік простежені продукти все більш ранніх тріщинних вивержень, що вдалося встановити по товщині кірок вивітрювання на лавових подушках.
Згодом на південь, в районі розлому Кейн, подібні дослідження за програмою MARK охопили відразу кілька розділених розломами сегментів Серединно-Атлантичного хребта загальною довжиною близько 80 км (див. рис. 10.1, I, IV, V, VII). Виявилося, що навіть такі дробові відрізки мають між собою чіткі структурні відмінності і що в ході спредингу активний розсув зміщувався з одного сегмента на інший. Таким чином, розростання хребта є сумарним ефектом усіх цих локальних епізодів. На профілях видно, що й у періоди відсутності тріщинних виливів продовжується розтягування, що виражене ступінчастими скиданнями. На деяких сегментах частина розсуву компенсована підйомом тектонічних блоків габро та серпентинізованих перидотитів, тобто. порід III шару океанської кори та літосферної мантії
Як показали подальші глибоководні дослідження, ці спостереження невипадкові. Зони з невисокими швидкостями спредингу, такі як Серединно-Атлантична, розпадаються на сегменти, у кожному з яких власне спрединг (магматичний, конструктивний) чергується з фазами структурного, деформаційного рифтогенезу, схожого на континентальний, коли відбувається розтягування та утончення кори. У ці фази утворюються або підновлюються обмежені скидами рифтові долини, які, як і на континентах, в одних випадках симетричні, в інших, навпаки, узгоджуються з моделлю Б. Вернік про деформації на основі великого пологого скидання. Згідно з А. Карсоном (1992), тривалість таких фаз, що чергуються, досягає десятків і перших сотень тисяч років. При цьому сусідні сегменти хребта в один і той же час можуть знаходитись у різній фазі.
Оскільки кожен сегмент проходить через розтягування зі скидоутворенням, центральні рифтові долини спостерігаються в низькошвидкісних зонах спредингу на всьому їхньому протязі. Для високошвидкісних, як-от Східно-Тихоокеанська, рифтові долини нехарактерні й у розвитку чітко домінує магматичний спрединг. При цьому в них помічено стійкість осі тріщинних виливів, на відміну від зон атлантичного типу, де нерідкі латеральне блукання і дрібні «перескоки» магматичної осі, подібні до тих, які в наземних умовах спостерігаються в Ісландії.
У наймолодших спредингових басейнах, що у тісному континентальному обрамленні, можлива швидка седиментація, що перешкоджає вільним тріщинним виливам та формуванню нормального II шару. Не досягаючи поверхні, дайки закінчуються в товщі опадів, утворюючи силла, як це встановлено в басейні Гуаймас Каліфорнійської затоки.
До вулканічним зонам серединно-океанських хребтів присвячені виходи високотемпературних гідротерм, особливо численні при високих швидкостях спредингу. З ними пов'язані мідноцинкові колчедані руди, залізомарганцеві металоносні опади, а також зеленокам'яна зміна базальтів.
Формування океанської кори у зонах спредингу.Сучасні уявлення про механізми формування океанської кори ґрунтуються на спостереженнях в активних зонах спредингу в порівнянні з даними глибоководного буріння, а також детального вивчення офіолітів – фрагментів древньої океанської кори на континентах (див. гл. 12). Утворення II шару з базальтовою верхньою частиною та комплексом паралельних долеритових дайок унизу вже розглянуто вище як результат послідовного гідравлічного розклинювання. Вогнища базальтового розплаву, що живлять магматичні клини, вдалося до теперішнього часу оконтурити багатоканальним сейсмопрофілюванням, але тільки в середньо- та високошвидкісних зонах спредингу. Простягаючись поздовжньо, ці вогнища невеликі в поперечному перерізі, при ширині близько 1 км і висоті лише кілька сотень метрів вони знаходяться на глибині 1-2 км від поверхні. Зокрема, у Східно-Тихоокеанському поясі на 9°30" пн.ш., за даними Р. Детрика та ін. (1937), верхня межа магматичного вогнища простежена на глибині менше 1 км, а новостворена океанська кора над нею представлена лише шаром ІІ.
У таку покрівлю місцями впроваджуються штокоподібні тіла масивних габро-діабазів та мікрогабро, які проривають комплекс паралельних дайок і у свою чергу можуть перетинатися пізнішими дайковими комплексами.
У міру відсунення новоствореної кори від осі спредингу разом з нею віддаляється від системи живлення і відповідна частина магматичного резервуара. Вона вже не поповнюється базальтовими виплавками астеносфери, втрачає зв'язок з основним джерелом тепла та охолоджується в умовах, сприятливих для диференціації кристалізації (див. рис. 2.3, внизу). Так, під II шаром формується III шар океанської кори – розшарований комплекс габроїдів, у якому бувають представлені градації від меланкократових різниць у верхах до дунітових кумулятів у низах розрізу. Невеликі кількості залишкового розплаву іноді віджимаються, утворюючи дрібні впровадження плагіогранітів, комагматичних решти всієї серії порід.
Пізніше, в ході переміщення вже двошарової океанської кори з