Читайте также:
|
В последние годы справедливо придается большое значение
изучению современного напряженного состояния земной коры и
всей литосферы, и соответствующие исследования ведутся в меж-
дународном масштабе. Существует три основных метода опреде-
ления знака и ориентировки напряжений в земной коре (литосфе-
ре): 1) метод определения характера смещений в очагах земле-
фясений (сейсмофокальный механизм); 2) изучение ориентиров-
ки и знака перемещений по геологическим индикаторам — сколо-
iti.1 vi трещинам, штрихам и бороздам на зеркалах скольжения и
;i|i.; 3) изучение напряженного состояния пород в буровых сква-
жинах и горных выработках (штольнях, шахтах).
Для определения фокальных механизмов землетрясений необ-
ходимо иметь данные регистрации соответствующего землетрясе-
нии на нескольких сейсмостанциях, находящихся на разных ази-
мутлльных направлениях от эпицентра землетрясения. На сейсмо-
||>;|ммах, записанных на этих станциях, следует обратить внима-
iiiii1 на знак первых вступлений продольных волн. Если первое ко-
лсОшшс направлено вверх, это означает, что первой пришла вол-
мп сжатия, если вниз — волна разрежения (растяжения). Далее
необходимо нанести полученные данные на стереограмму, центром
к<>трои является эпицентр землетрясения. На этой стереограмме
|* 51
з:
с;
з:
о.
ю
X
:=;
должны быть затем обозначены плоскости, проходящие через ее
центр и разграничивающие области сжатия и растяжения. Эти
плоскости носят название модальных, т. е. узловых, плоскостей и
должны быть взаимно перпендикулярны. Они и отвечают плоскос-
тям, вдоль которых могло произойти смещение во время данного
землетрясения (рис. 4.4). Выбор той или другой возможной плос-
кости делается исходя из степени согласованности с данными о
смещениях на поверхности или о закартированных геологических
разрывах. Характер смещений устанавливается по распределению
областей сжатия и растяжения на стереограмме (см. рис. 4.4):
при взбросе в центре стереограммы располагается область сжа-
тия, по периферии — растяжения; при сбросе наблюдается обрат-
ная картина; при сдвиге стереограмма распадается на чередую-
щиеся квадранты сжатия и растяжения. В случае негоризонталь-
ной ориентировки двух или всех трех осей напряжений «картин-
ка» утрачивает симметричное расположение областей сжатия п
растяжения относительно вертикальной оси стереограммы.
Следующая группа методов основана на использовании чисто
геологических индикаторов. Эта группа включает три метода
(Л. А. Сим). Один из них — анализ ориентировки сопряженных
сколовых трещин — был предложен М. В. Гзовским. Условиями
получения правильных результатов при применении этого метода
являются наличие следов перемещений но трещинам и использо-
вание лишь одновозрастпых систем. При соблюдении утих усло-
вий положение оси сжатия определяется по биссектрисе острого
угла между сколовыми трещинами, оси растяжения — по биссект-
рисе тупого угла, а промежуточной оси — по линии пересечения
трещин.
Другой метод, называемый кинематическим, заключается в ис-
пользовании в качестве индикатора вектора перемещений штрихов
и борозд на зеркалах скольжения в горных породах. Метод наи-
более полно разработан в России О. П. Гущенко, а за рубе-
жом — французским геологом Ж- Анжелье. В этом методе изуча-
ются штрихи и борозды, наблюдаемые на зеркалах скольжения,
образующихся при сдвиговых смещениях, ориентированных, как
Рис. 4.4. Решение фокального механизма землетрясений по первым вступлениям
продольных сейсмических волн, которое широко используется в тектонике, начи-
ная с работ Л. Р. Сайкса (1967), Д. П. Мак Кензи (1969).
I la диаграмме двойного диполя модальные (узловые) плоскости разделяют
киадранты, где первые вступления выражены сжатием («плюс») и растяжением
(••минус»). Главные оси напряжений: а\, Оз — оси максимального и минимального
сжимающего напряжений (в русской геологической литературе встречается и
"Прнтпая их нумерация); аз — ось промежуточного напряжения. Для сдвигов,
и тросов и сбросов то же дано в виде стереографических проекций (квадранты
i жития заштрихованы); разрывные смещения — по одной из двух плоскостей
• шксимальных касательных напряжений (совпадающих с нодальным плоскостя-
ми).
i ирама — решения фокального механизма для Панамского разлома в Тихом
(но С. Адамеку и др., 1988), определившие его как правосторонний
сдвиг
правило, вдоль вектора касательных напряжений. Некоторую
трудность вызывает, однако, однозначное определение направле-
ния перемещения по плоскости сместителя (сброс или взброс, пра-
вый или левый сдвиг и т. п.); для решения этой альтернативы не-
обходимо привлечение других геологических данных. В связи с
этим предпочтение следует отдавать изучению смещений по ре-
гиональным разрывам, по которым имеется наиболее полная гео-
логическая информация (данные картирования).
Третий метод — структурно-парагенетический, или комплекс-
ный. Он использует две категории индикаторов тектонических на-
пряжении: 1) минерализованные жилы, дайки магматических по-
род; 2) плоскости рассланцевания, кливажа, сколовые трещины,
стилолитовые швы. Условиями правильного применения метода
являются одновозрастность изучаемых индикаторов и принадлеж-
ность их к структурным ансамблям одного ранга.
Индикаторы первой категории позволяют, по данным
Л. А. Сим, уверенно находить положение оси растяжения и менее
уверенно — оси сжатия. Индикаторы второй категории, напротив,
дают возможность более точно определять ось сжатия, чем ось
растяжения. Метод был успешно применен Л. М. Расцветаевым,
Л. А. Сим и др. Иллюстрацией итогов подобных исследований в
сочетании с применением кинематического метода могут служить
построения Л. А, Сим для европейского севера России и приле-
гающих зарубежных территорий (рис. 4.5). Наиболее интересный
и важный результат заключается в том, что этот обширный реги-
он, принадлежащий одной литосферной плите — Евразийской, по
характеру полей напряжения разделяется на несколько блоков —
субплит: Балтийский щит с ориентировкой напряжений, связанной
с раздвижением Северо-Атлантического хребта, Русскую и Тима-
но-Печорскую плиты — с раздвижением хребта Гаккеля в Аркти-
ческом океане; в обеих субплитах преобладают сдвиговые переме-
щения, а в Уральском возрожденном орогене — взбросовые, с
осью сжатия, ориентированной вкрест его простирания.
Изучение напряженного состояния земной коры в скважинах
основано на наблюдениях как естественных деформаций ствола
скважины, так и искусственно вызванных деформаций пород сла-
гающих этот ствол. В первом случае с помощью либо магнитно-
ориентированного специального «четырехрукого» прибора, либо
акустического телевизионного устройства устанавливается иска-
жение поперечного сечения ствола скважины или сдвиговое нару-
шение этого ствола, и по ним определяется ориентировка оси мак-
симального сжимающего напряжения. В другом случае произво-
дится закупорка участка ствола скважины и с помощью закачки
воды в нем повышается давление до тех пор, пока не происходит
«гидроразрыв» и образуются трещины, ориентированные вдоль
минимального сжимающего напряжения. Эти трещины иногда яв-
ляются возобновлением ранее существовавших в породах вокруг
ствола скважины. Обе эти методики в настоящее время широко
применяются в разных странах.
Рис 45 Карта неотектонических напряжений европейского севера России, по
Л. А. Снм (1993):
I, 2 — тектонические напряжения первого (1) и второго (2) порядка, восста-
новленные кинематическим методом по зеркалам скольжения (стереографичес-
кие проекции, верхняя полусфера, оси сжатия показаны крестиками, оси рас-
тяжения — кружками; стрелки на плоскостях максимальных касательных на-
пряжений указывают перемещение висячего крыла); 3, 4 — субгоризонтальные
оси сжатия (3) и растяжение (4) первого (а) и второго (б) ранга, восстанов-
ленные методом вторичных нарушений; 5 — неотектонические разломы первого
(а) и второго (б) ранга; 6 — прогнозируемые сдвиговые смещения
Для изучения напряженного состояния пород в горных выра-
ботках используются трехмерные измерения в образцах этих по-
род, изолированных от окружающего их объема. В России такие
исследования проводились на Кольском полуострове и на Урале,
проводились они и в Киргизии.
В 1986 г. в рамках Международной программы «Литосфера»
группой ученых из 18 стран под общим руководством американ-
ского геофизика Мэри Лу Зобак в целях изучения в первую оче-
редь внутриплитной геодинамики было предпринято составление
Мировой карты (World Stress map —WSM)c использованием всех
перечисленных выше методов их изучения. В 1989 г. были опубли-
кованы первые результаты этой работы, в 1992 г. — карта, для
составления которой было использовано более 4400 пунктов на-
блюдений, К большому сожалению, почти вся территория бывше-
го Советского Союза осталась на этой карте, воспроизведенной
па рис. 4.6, большим белым пятном, за исключением Урала, Бай-
кальской рифтовой золы и частично Верхояно-Колымскон облас-
ти, хотя, как указывалось выше, некоторые исследования в этом
направлении велись также на Кольском полуострове и в Кирги-
зии.
Что же было выявлено в результате проведенного обобщения?
Авторы этого обобщения, и прежде всего сама М. Л. Зобак, раз-
личают региональное (первого порядка) и локальное (второго по-
рядка) поля напряжений. Региональные напряжения — это на-
пряжения сжатия, они обнаруживают закономерную ориентацию,
согласующуюся либо с направлением расхождения литосферных
плит от осей спрединга срединно-океанских хребтов, либо с на-
правлением, перпендикулярным -к простиранию коллизионных оро-
генов. Соответственно в Северной Европе, в частности в Сканди-
навии, напряжения ориентированы нормально к простиранию Сре-
динно-Атлантического хребта, а в Западной Европе, в Англии,
Франции, Германии, — нормально к простиранию Альпийского
арогена. Эффект коллизии наблюдается также по другую сторону
альпийского пояса в Северной Африке и Индостане. Ориентиров-
ка первого типа свидетельствует, что ведущая роль в смещении
литосферных плит принадлежит их расталкиванию на осях спре-
динга (ridge push) наряду с затягиванием плит в зоны субдукции
(slab pull) и их волочением (drag).
Локальные отклонения от регионального поля напряжений от-
мечены прежде всего в рифтовых зонах. Это касается, в частнос-
ти, Восточно-Африканской рнфтовой системы, области Бассейнов
и Хребтов в Североамериканских Кордильерах и Байкальском
рифтовой системы. Утолщение коры, как в Андах или Тибете, или
утонение литосферы также ведет к преобладанию растяжения и
нормального сбросообразования в фокальных механизмах. Откло-
нения от регионального поля напряжений наблюдается и в связи
с мощным осадконакоплением на пассивных окраинах континен-
тов — растяжение под окраинами, сжатие -на прилегающей океан-
ской плите. Пс оценке М. Л. Зобак, величина локального стрес-
са может быть равна величине регионального стресса или превос-
ходить ее до 2,5 раз.
Исследования типа проведенных Л. А. Сим на севере европей-
ской территории России являются существенной детализацией гло-
бального обобщения, позволяющей, как мы видели выше, выде-
лить в пределах литосферных плит области — субплиты — с напря-
жениями разных знаков и ориентации. Все это очень важно для
понимания внутриплитной тектоники и сейсмичности.
Рис. 4.6. Генералпзованная карта напряжений в литосфере, составленная по-
международной программе «Литосфера» (М. Л. Зобак, 1992). Учтены решения
фокального механизма землетрясений, наблюдения в скважинах, штрихи на
сместителе разрывов, ориентировка выводных каналов при вулканических извер-
жениях. Размер нанесенных на карту знаков пропорционален количеству и
согласованности исходных данных.
1 — растяжение, образование сбросов; 2 — сжатие с образованием взбросов и
надвигов; 3 — сжатие с образованием диагональных сдвигов; 4 — границы
литосферных плит; 5 — траектории абсолютного движения литосферных плит
согласно модели Минстера—Джордана
Глобальная система рифтовых зон
Большинство современных рифтовых зон связаны между собой,
образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и
океаны (рис. 5.1). Осознание единства этой системы, охватившей
весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по
своему масштабу механизмы тектогшеза и способствовало рожде-
нию «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов назы-
вали концепцию тектоники литосферных плит.
В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс.
км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими
хребтами (см. рис. 5.1), их перечень дается в гл. 10. Эти хребты
, продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между
/ собой «тройными сочленениями»: на соединениях Западно-Чилий-
д, ского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на
' юге Атлантического океана и в центральной части Индийского.
Пересекая границу с пассивными континентальными окраинами,
океанские рифты продолжаются континентальными. Такой пере-
ход прослежен к югу от тройного сочленения Аденского и Красно-
морского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с
севера на юг океанская кора выклинивается и начинается конти-
нентальная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне
океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными риф-
тами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной неотектоничес-
кой зоиой, включающей Момский рифт (см. рис. 5.3).
Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной кон-
тинентальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции.
Так, у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Западно-
Чилийский хребты. Другие соотношения демонстрирует Восточно-
Тихоокеанское поднятие, над продолжением которого на надвину-
той Северо-Американской плите образовался континентальный
рифт Рио-Гранде. Подобным образом океанские структуры Кали-
форнийского залива (представляющие собой, по-видимому, ответ-
вление главной рифтовой зоны) продолжаются континентальной
системой Бассейнов и Хребтов.
Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер по-
степенного затухания или бывает приурочено к трансфер иному
разлому, как, например, на окончании хребтов Хуан-де-Фука и
Американо-Антарктического. Для Красноморского рифта оконча-
нием служит Левантийский сдвиг.
, Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайно-
зоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным
•образом ориентирована относительно оси вращения геоида
(рис. 5.2). Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг
Южного полюса на широтах 40—60° и отходят от этого кольца
меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к се-
веру поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индо-
океанским. Как показали Е. Е. Милановский и А. М. Никишин
(1988), может быть, с некоторой условностью намечен на соответ-
ствующем месте и четвертый, Западно-Тихоокеанский, пояс, ко-
торый прослеживается как совокупность задуговых проявлений
рифтогенеза. Нормальное развитие рифтового пояса здесь было
подавлено интенсивным западным смещением и субдукцией Тихо-
' ом-акской плиты.
Под всеми четырьмя пояса'ми до глубин в первые сотни кило-
М'Мрив томография обнаруживает отрицательные аномалии ско-
Рис. 5.1. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов,
главные зоны еубдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континенталь-
ные окраины.
Рифтовые зоны: Срединно-Атлантическая (СА), Американо-Антарктическая (Ам—
А), Африкако-Антарктическая (Аф—А), Юго-Западная Индоокеанская (ЮЗИ),
Аравийско-Инднйская (А—И), Восточно-Африканская (ВА), Красноморская
(Кр), Юго-Восточная Индоокеанская (ЮВИ), Австрало-Антарктнческая (Ав—А),
Южно-Тихоокеанская (ЮТ), Восточно-Тихоокеанская (ВТ), Западно-Чилийская
(34), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде — Бассейнов и
Хребтов (БХ), Гррда—Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена--Гаккеля (НГ, см. рис. 5.3),
Момская (М), Байкальская (Б), Рейнская (Р). Зоны субдукцнн: 1— Тонга—
Кермадек; 2 — Новогебридская; 3 — Соломон; 4 — Новобританская; 5 — Зонд-
ская; 6 — Манильская; 7—Филиппинская; 8 — Рюкю; 9 — Марианская;
10 — Идзу-Бонинская; // — Японская; 12 — Курнло-Камчатекая; 13 — Алеут-
ская:, 14 — Каскадных гор; 15 — Центральноамериканская; 16 — Малых Антил;
17 — Андская; 18 — Южных Антил (Скотия); 19 — Эоловая (Калабрийская);
20 — Эгейская (Критская); 21 — 1\1екран.
а — океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б — конти-
нентальные рифты; в — зоны субдукции: островодужные и окрапнно-материко-
вые 'двойная линия); г — зоны коллизии; д — пассивные континентальные ок-
раины; е — трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные);
ж — векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру,
Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга —
до 15—18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции — до 12 см/год
ростей и повышенное затухание сейсмических волн, что объясня-
ют восходящим током разогретого вещества мантии (см. рис. 2.1).
Правильность в размещении рифтовых зон сочетается с глобаль-
ной асимметрией как между полярными областями, так и относи-
тельно Тихоокеанского полушария.
Закономерна и ориентировка векторов растяжения в рифтовых
зонзх, преобладают близмеридионалвные и близширотные. По-
следние максимальны в приэкваториальных областях, убывая
вдоль хребтов как в северном, так и в южном направлении.
Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных
рифтов. Это система Западной Европы (включающая Рейнский
грабен), а также системы Байкальская (рис. 5.3) и Фэнвей (Шань-
си), приуроченные к разломам северо-восточного простирания, ак-
тивность которых, «ак полагают, поддерживается коллизией кон-
тинентальных плит Евразии и Индостана.
\)( 5.2. Континентальный рифтогенез
Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчле-
ненный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо конт-
ролируются крупными разломами, преимущественно сбросами.
Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протя-
нувшийся почти меридионально более чем на 3 тыс. км через всю
Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африкан-
ских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся,
подчиняясь сложному структурному рисунку. В рифтах этого поя-
•fi образовались озера Танганьика, Ньяса (Малави) п другие; сре-
III приуроченных к нему вулканов — такой гигант, как Килпмамд-
30° 60" 90
Рис. 5.2. Геометрическая правильность размещения гло-
бальной системы современных рифтов относительно оси
вращения Земли, по Е. Е. Милановскому, А. М. Ники-
шину (1988):
/ — кайнозойские оси рифтинга, главным образом ак-
тивные; 2 — океанская литосфера кайнозойского воз-
раста; 3 — то же, мезозойского возраста; 4 — области
с континентальной литосферой; 5 — конвергентные
границы
жаро, и известный своей активностью Ньирагонго. Байкальская
рифтовая система также принадлежит к числу наиболее предста-
вительных и хорошо изученных.
\ Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное поло_-_
женис в рифтовой зоне обычно занимаетцюлина шщиной_до_40^-
50 км, ограниченная сбрпгамд, нередко образующими ступенча-
тые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового
поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может
формироваться и без него. Тектонические блоки на обрамлении
рифта бывают приподняты до отметок 3000—3500 м, а горный
массив Рувензори на севере Танганьикской зоны возвышается до
5000 м. Нередко рифты осложнены продольными или диагональ-
ными горстами. В области Бассейнов и Хребтов Северной Амери-
ки растяжение земной коры распределилось по обширной (почти
1000 км) площади, где образовались многочисленные сравнитель-
но мелкие грабены, разделенные горстами, что создает сложный
тектонический рельеф. Иногда, как, например, па востоке Бра-
зильского щита, наблюдаются системы асимметричных односто-
Восточно-
Сибирское (с р,ч о
море <$% Ь А °сс
Рис. 5.3. Юго-восточное окончание океанской рифтовой зоны Нансена —
Гаккеля и продолжающие ее сейсмически активные разломы, разде-
ляющие Евразийскую и Северо-Американскую литосферные плиты. По
Л. М. Парфенову и др. (1988). Внизу — фокальные механизмы сейсми-
ческих очагов на этой активной границе, по Д. Куку л др. (1986):
/ — зоны спрединга (НГ — зона Нансена—Гаккеля); 2 — глубоковод-
ные желоба (зоны субдукции); 3 — трансформные разломы; 4 —
н.чбросы; 5 — сбросы и сдвиги; 6 — зоны рассеянного рифтинга; 7 —
дпижение литосферных плит и микроплит; 8 — фокальные механизмы
сейсмических очагов; 9 — суша в пределах Евразийской (а) и Северо-
Амсриканской (б) плит. Литосферные плиты и микроплиты: ЕА —
Г.нразнйская; СА — Северо-Американская; Т — Тихоокеанская; 36 —
Забайкальская; Ам — Амурская; Ох — Охотоморская
ронних грабенов. В целом асимметрия структуры и рельефа ха-
рактерна для мног-их континентальных рифтовых зон.
В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к гори-
iqhtv noa_j[rji()Kj^=r6(£_H--KfiyMfe- Однако, судя по сейсмическим
профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их назы-
вают листричеакими (греч. ковшеобразные). При" смещении по
сбросам нередко заметна и сдвиговая компонента (на Байкале лево-
сторонняя). Для сейсмоактивных разломов растяжение по сбро-
сам и сдвиги определяются и при решении фокальных механизмов.
Как показал В. Г. Казьмин (1987), диагонально ориентированные
разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы
в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося
рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным
разломам океанского рифтогенеза. В сложно построенных рифто-
вых зонах, таких ка.к Восточно-Африканская, сбросы и сдвиги об-
разуют закономерные и весьма выразительные парагенезы.
Вдоль некоторых сравнительно полого ориентированных раз-
рывов параллельно их 'Сместителю развивается динамотермальный
метаморфизм, о чем можно судить в тех случаях, когда при даль-
нейшем растяжении метаморфиты обнажились или приблизились
к поверхности.
Для__осадрчньц- фпрмяпий континентальных рифтов, преиму-
щественно молассовых. ^гр_§кт_едно гочртядир__г твм или иным ко-
личеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные фор-
мации полностью замещаются вулканическими. Согласно Е. Е. Мн-
лановскому, мощность кайнозойского заполнения рифтов может
достичь 5—7 тыс. м (например, в Южно-Байкальском), но обыч-
но не превышает 3—4 тыс. м. Преобладают облимочные отложения
QsepjHorp (в том числе озерные турбидиты), _аллювнал_ьшш. гщо_-
лювиально1хь а в Байкальских впадинах также флющюхдяциаль-
hqtq и леддикового происхождений. Как правило, снизу вверх гру-,
бость обломочного материала адздхасхает. В климатических усло-
виях рифта Афар оказалось возможным накопление эвапоритов.
В зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными раствора-
ми создает условия и для отложения специфических хемогенных
осадков — карбонатных (в том числе содовых), кремнистых (диа-
томовых, опаловых), сульфатных, хлоридных.
Магматизм и его продукты. Континентальный рифтогенез__со1__
провождается магматизмом и лишь локально его поверхностные
проявления могут отсутствовать. Так, в частности, нет надежно
установленного вулканизма в рифте озера Байкал, но в той же
системе в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излия-
ния базальтов. Нередко вулканы размещаются асимметрично —
по одну сторону от р.ифтовой долины, на ее более высоком бор-
ту.
Магматические породы исключительно разнообразны, среди
них широко представлены щелочные разности. Характерны конт-
растные '(бимодальные) формации, в образовании которых участ-
вуют как мантийные базальтовые выплавки (и их производные),
так и анатектические, преимущественно кислые расплавы, фор-
мирующиеся в континентальной коре. В контрастных формациях
Восточно-Африканского пояса наряду с щелочными оливиновы-
ми базальтами, трахитами и фонолитами В. И. Герасимовский и
А. И. Поляков указывают риолиты, комендиты, пантеллериты. В
калиевых сериях встречаются лейцититы и лейцитовые базанн-
та, Есть щелочные ультрабазиты и сопутствующие им карбонатн-
ты.
Согласно М. Уилсон (1989), данные о содержаниях редких эле-
ментов и изотопных отношениях неодима и стронция в разных
вулканических формациях Восточно-Африканского пояса свиде-
тельствуют о неодинаковой степени контаминации мантийных магм
коревым веществом. Оказалось, что в некоторых сериях все раз-
нообразие пород было обусловлено фракционной кристаллиза-
цией.
Геофизические характеристики. По геофизическим данным мощ-
•ность коры под континентальными рифтами уменьшается и проис-
ходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, кото-
рая находится там в зеркальном соответствии с наземным релье-
фом. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—
35 хм, под Рейнским — до 22—25 км, под Кенийским — до 20 км,
причем на север, вдоль долины Афар, она доходит до 13 км>, а
далее под осевой частью долины появляется океанская кора.-
3 мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены (ско-
рости продольных волн варьируют в интервале 7,2—7,8 км/с), их
упругие характеристики снижены до значений, свойственных ман-
тийной астеносфере. Поэтому их рассматривают либо как асте-
посферный диапир (для рифтов Рио-Гранде и Кенийского), либо
как -линзовидную «подушку», вытянутую вдоль рифтовой зоны и
п какой-то степени обособленную от главного астеносферного
слоя. Такая линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим
зондированием под Байкалом. Замечено, что в асимметричных
•рифтах гребень мантийного выступа чаще всего не совпадает с
осью долины, а смещен в сторону более высокого крыла. Там же
размещаются и центры вулканизма.
Неглубокое залегание астеносферы ограничивает глубинность
• гйсмических очагов. Они размещаются в утоненной коре, и в •за-
висимости от ее мощности предельная глубина очагов варьирует
«v 15 до 35—40 км. Решение фокального механизма очагов уста-
и.чьливает сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения.
Близость разогретой астеносферы, вулканизм и повышенная
прпдпщаемость нарушенной разломами коры выражаются в гео-
пч|1мическом поле, тепловой лоток в рифтах резко повышен. Маг-
||1г'(теллурическим зондированием определена высокая электро-
•дность пород в астеносферном выступе.
'• гравитационном поле рифтовой зоне соответствует отрица-
i.ni аномалия Буге, протянувшаяся широкой полосой и, как
а ют, обусловленная разуплотнением мантийных пород. Па
фоне прослеживаются более резкие отрицательные аномалии
I| 65
над рифтовыми впадинами с их рыхлым осадочным заполнением
и положительные аномалии, маркирующие полосы внедрения ос-
новных и ультраосновных магматических пород.
Механизмы рифтогенеза. Физические модели образования риф-
тов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравни-
тельно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение
мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны обра-
зуется все более тонкая «.шейка» (англ, necking), вплоть до раз-
рыва н раздвига континентальной коры с их заполнением корой
океанского типа. В разных рифтах такой критический момент на-
ступает, по-видимому, при разной предельной толщине сиаличес-
кой коры (в Красноморском и Аденско.м рифтах она была утоне-
на приблизительно вдвое) и означает переход от континентально-
го рифтогенеза к океанскому.
Поскольку у земной поверхности растяжение в континенталь-
ных рифтах происходит посредством сбросовых смещений, перво-
начальная, классическая модель рифтогенеза учитывала только
эти хрупкие деформации (рис. 5.4., а). По подсчетам Ж. Анжелье
и Б. Колетты, суммарный эффект смещения по сбросам даетрастя-
жешис на 10—50% в Суэцком заливе до 501—100% в Калифорний-
ской системе н до 200% на юге области Бассейнов и Хребтов. На
одном из отрезков долины Афар подсчеты У. Мортона и Р. Блэк-
ка дали трехкратное растяжение. Столь высокие значения полу-
чили удовлетворительное объяснение в более поздних моделях, ко-
торые строились с учетом изменения механических свойств пород
с глубиной, по мере нарастания давлений и температур. Модель
Р. Смита (рис. 5.4, б) предусматривает в низах коры, под яру-
сом хрупких деформаций, существование яруса пластических де-
формаций. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и
выполаживаются в своей нижней части, становятся листрически-
ми. Опускание блоков по таким сбросам сопровождается их вра-
щением (опрокидыванием), а степень растяжения нарастает от
краев рифтовой зоны к ее центру. Тот же эффект может быть полу-
чен и при допущении, что в средней части коры существует еще
один, переходный, ярус деформаций, где смещение рассредоточе-
но по множеству мелких диагональных сколов или субгоризон-
тальпых поверхностей скольжения.
Все эти варианты рифтогенеза предусматривают локальное
утоление коры под действием растягивающих напряжений с обра-
зованием симметрично построенной рифтовой зоны. Д. Маккен-
зи (1978) дал количественную оценку последствий такого утоне-
ния: изостатнческое опускание коры и встречное поднятие а-сте-
носферного выступа, которому этот исследователь отводит пассив-
ную роль.
Еще одну модель, учитывающую новые данные о глубинном
строении.континентальных рифтов и свойственную многим из них
асимметрию, предложил Б. Вернике (1981). Ведущая роль отво-
дится крупному пологому (10—20°) сбросу, при образовании ко-
торого, возможно, используются внутрикоровые астеносферные
Рис. 5.4. Модели континентального рифтогенеза. По Р. Алмендингеру и др,
(1987):
.' — классическая модель симметричных горстов и грабенов; б — модель
!'. Смита и других с субгоризонтальным срывом между ярусом хрупких и яру-
гим пластичных деформаций; в — модель У. Гамильтона и других с линзовид-
мым характером деформаций; г — модель Б. Вернике, предусматривающая асим-
метричную деформацию на основе пологого сброса
слои (рис. 5.4, г). По мере растяжения висячее крыло осложня-
ется ступенчатой системой мелких листрических сбросов, в то вре-
мя как на другом крыле доминирует уступ, соответствующий плос-
кости главного сброса. С ihhm же связывают упоминавшийся вы-
ше динамотермальный метаморфизм и выход мегаморфитов па
поверхность при дальнейшем скольжении висячего крыла вниз по
сместителю. Модель Б. Вернкке удачно объясняет и ряд других
особенностей строения и развития асимметричных рифтов. При
утонении коры путем смещения по пологому сбросу астеносфер-
ный выступ должен находиться не под осевой частью рифта, а под
висячим крылом, подпирая и приподнимая его, что и наблюдает-
ся на многих профилях. -На этом же высоком борту рифта лока-
лизуется вулканизм. Подобная асимметрия хорошо выражена в
Восточно-Африканском поясе, вдоль которого чередуются рифты
с относительно приподнятым западным и восточным крылом.
С учетом новых геофизических данных не вызывает сомнения
многообразие глубинного строения зон континентального рифто-
генеза. Поэтому ни одна из перечисленных моделей не может пре-
тендовать на универсальность, а механизм формирования рифта
меняется в зависимости от таких условий, ка,к мощность, строение,
температурный режим коры и скорость растяжения.
Механизм гидравлического расклинивания. В основе всех пе-
речисленных моделей лежит компенсация растяжения коры ее ме-
ханической деформацией (хрупкой или пластичной), уменьшени-
ем мощности и образоваиием «шейки». Магматизму при этом от-
водится пассивная, роль. Между тем при наличии на глубине оча-
гов базальтовой магмы (с ее высокими жидкостными свойствами)
вступает в действие принципиально иной механизм.
Есть все основания считать, что быстрый подъем базальтовой
магмы к поверхности обеспечивается в зонах растяжения: рас-
клинивающим эффектом, который оказывает магма на породы ли-
тосферы. Представления об этом процессе основываются на изуче-
нии Линейных даек и их систем (которые рассматриваются как за-
стывшие магматические клинья) и на применении к ним теории
гидравлического разрыва горных лород. В основу легли детальные
работы по изучению третичных и палеозойских даек Шотландии,
завершившиеся обобщениями Дж. Ричи и Э. Андерсона. Уже на
этом материале определились характерные особенности линейных
даек. Как правило, они внедрены по вертикальным трещинам по-
средством р'аздвига крыльев перпендикулярно трещине без суще-
ственного уплотнения или смятия вмещающих дайку пород. Сбро-
сового или сдвигового смещения при внедрении обычно нет. Дай-
ки образуют субпараллельную систему, в пределах которой мощ-
ность даек выдерживается одноообразной.
Э. Андерсон показал активную роль магмы при формировании
дайки. Внедряясь по трещине, перпендикулярной минимальному
сжимающему напряжению, магматический расплав оказывает рас-
клинивающее действие, наращивая трещину в длину (см.
рис. 5.5, ///). Дальнейшее исследование зависимости интрузивно-
mi процесса от соотношения главных напряжений вблизи магма-
шческой камеры дали Дж. Робсон и К. Барр. Однако количест-
венное обоснование механизма внедрения дайки стало возможным
позже, в связи с разработкой теории гидроразрыва горных пород
при добыче нефти. М. Хабберт и Д. Уиллис провели аналогию
между искусственным гидроразрывом и внедрением в земную ко-
ру магматических даек. Применительно к последним вопрос спе-
циально рассмотрели А. А. Пэк и В. С. Попов.
Гидравлическим разрывом (гидроразрывом) называют про-
цесс образования и распространения трещин в горных породах под
давлением жидкости, в том числе магматического расплава. Рас-
тяжение земной коры может выразиться зияющими трещинами
отрыва лишь на самых малых глубинах — до 2—3 км. Глубже,
с увеличением всестороннего давления и температур, хрупкий от-
рыв сменяется, как уже отмечалось, скалыванием по все более
многочисленным плоскостям, а затем переходит в пластичную де-
формацию. Поскольку системы базальтовых даек берут начало на
больших глубинах, формирование их путем пассивного заполнения
зияющих трещин исключено. Единственный возможный механизм
представляет активное внедрение посредством гидроразрыва по-
род с последующим раздвиганием стенок трещины.
Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жид-
кости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее
напряжение в породе; обычно в расчетах их отношение принима-
ют равным 1,2. Образуется гидравлический клин, фронт жидкости
подходит близко к концу трещины, но никогда не достигает его.
Расклинивающий эффект обеспечивается концентрацией напряже-
нии у вершины трещины, где распирающее ее давление нараста-
ет от вершины пропорционально кубу раскрытия трещины в соот-
ветствии со снижением гидравлического сопротивления (см.
кис. 5.5, IV). На развитие гидроразрыва мало влияют реальные
различия прочности вмещающих пород. Происходит быстрое рас-
мространение трещины хрупкого отрыва и продвигающего ее маг-
матического клина. Как показали расчеты Н. С. Севериной, теп-
лоотдача такой инъекции компенсируется выделением тепла за
гчот трения на контактах, поэтому не происходит существенного
повышения вязкости, которое замедляло бы процесс внедрения.
Согласно сейсмологическим наблюдениям В. М. Горельчик и дру-
гих в период трещин'ного извержения Толбачика на Камчатке, ба-
iальтовый клин подымался там со скоростью 100—150 м/ч.
Внедрение вертикальной дайки становится возможным, когда
••чип из главных сжимающих напряжений, направленных горизон-
ia.'ihiiio, уменьшается тектоническим растяжением. Параллельные
iniiKH, принадлежащие одному рою, по-видимому, внедрялись по-
.'юдонательно: каждый очередной гидравлический клин создавал
•>р1м>л сжимающих напряжений, который препятствовал другим
нгм'кцням, а в дальнейшем постепенно снимался тектоническим
'мгтнжс'пием.
Таким образом, при -наличии на глубине резервуара жидкой
магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев
под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом
из которых нагнетание расплава приводит к раздвнгу вмещающих
пород. Магматическая подстилка инъецируемого дайками слоя ли-
тосферы дает необходимую свободу горизонтального скольжения.
Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) про-
явление как гидравлического расклинивания, так и механического
растяжения в одной рифтовой зоне.
Для континентальных рифтов механизм гидравлического рас-
клинивания становится значимым на завершающем этапе их раз-
вития, когда утонение коры приближается к критическим величи-
нам, а снижение нагрузки на астеносферньш выступ способствует
большему отделению базальтовых выплавок. Именно в таких ус-
ловиях на западном борту рифта Афар появляются продольные
рои параллельных даек, обнаруженные П. Мором (1983) и свя-
занные с базальтовым вулканизмом. В Красноморском рифте по-
добная фаза началась около 50 млн лет назад и усилилась 30' млн
лет назад, когда в древнюю гранитную кору внедрились мощные
реи параллельных даек контрастного состава (от толеитовых ба-
зальтов до гранофиров), которые прослеживаются вдоль северо-
восточного побережья. Только 5 млн лет назад магматические
клинья сконцентрировались в узкой полосе, обусловив отрыв Ара-
вийской плиты. Континентальный рифтогенез сменился океанским,
который продолжается по настоящее время.
В тех случаях, когда развитие континентального рифта пре-
кращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослаблен-
ная зона, борозда на континентальной плите, примером чему слу-
жат авлакогены (см. гл. 13).
\\^ 5.3. Океанский рифтогенез (спрединг)
Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг по-
средством магматического расклинивания, может, таким образом,
развиваться как прямое продолжение континентального. Вместе
с тем многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского
океанов изначально закладывались на океанской литосфере в
связи с перестройками движения плит и отмиранием более ран-
них рифтовых зон.
Предположение о формировании земной коры в срединно-
океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъе-
ме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс
еще в 30-х и 40-х годах, уподобив расходящуюся от активной зо-
ны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея
получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (1960) по-
ложил ее в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дити
(1961) ввел термин спрединг морского дна (англ, spread — развер-
тывать, расстилать). Вскоре Г. Бодварсон и Дж. Уокер. (1964)
предложили механизм разрастания океанской коры посредством
даек, который оказался в центре внимания на симпо-
нуме «Исландия и срединно-океанские хребты» и положил нача-
н) расшифровке тектономагматических процессов, формирующих
пру в зо(не спрединга. Интенсивные исследования последующих
ич'ятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную
ы'мку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппа-
ратов, дали для этого большой новый материал.
Спрединг в Исландии, Для понимания океанского рифтогенеза
пгобый интерес представляют данные по Исландии, где на протя-
ко.нии 350 км Срединно-Атлантический хребет приподнят над
•ровней моря. История повторяющихся трещинных излияний ба-
•альтов известна там на протяжении тысячелетия, а с прошлого
л'.ка ведутся специальные геологические исследования, которые
• или дополнены в дальнейшем геофизическими и высокоточными
содезическимп наблюдениями. Современная тектоническая и
нулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных
моовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной
части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес,
приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с возрастом
0,7—4 млн лет, далее из-под них выступает мощная серия илато-
•азальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн лет), залегающих
преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических
.он. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) ба-
;альтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно
пыклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате
II любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от гори-
•.'жтального залегания вблизи уже эродированной кровли плато-
па.чальтов до 3—4° на отметках около 1000 м, 7—8° на уровне мо-
ря и приблизительно 20° на глубине (2000 м (по данным бурения).
Каждое трещинное излияние оставляет горизонтально зале-
гающий (и выклинивающийся вкрест простирания зоны) базаль-
мжый покров мощностью до 10 м и более, а также его подводя-
щий канал — вертикальную дайку долерита шириной чаще всего
I 'Л м, ориентированную перпендикулярно оси минимальных сжи-
мающих напряжений, т. е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следую-
щее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дай-
.v, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все
•шлице. Этот вопрос специально исследовал Дж. Уокер в Восточ-
• |')Ц Исландии. Он установил закономерное уменьшение количест-
'1.1 даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам
к)()0— '1100 м и экстраполировал их дальнейшее убывание по^ли-
'|"|"нюй зависимости. Все такие графики показали полное выкли-
мныние даек на отметках 1350—1650 м, т. е. именно там, где
|'ШЖ1ш была находиться первичная кровля платобазальтов. Пред-
i'i.iiariic-тся, что ниже уровня моря количество даек соответствен-
ш нарастает.
По мере напластования платобазальтов происходит их гравита-
iiuiiiiidc проседание, в значительной степени компенсационное но
" 'НИЦ.ЧШЮ к питающему магматическому очагу, который прогле-
Рис. 5.5. Модель формирования второго слоя океанской коры в Исландии,
Срединно-Атлантическая зона спрединга:
/ — кинематическая схема Г. Пальмасона (1973): траектории перемещения из-
лившихся базальтов (пунктир) и изохроны их перемещения (сплошные линии)
в процессе раздвига и изостатического опускания. // — схема II. Гибсона а
А. Гиббса (1987), поясняющая механизм спрединга посредством внедрения даек
и поверхностных излияний базальта: расклинивающее воздействие даек опре-
деляет раздвиг, проседание под нагрузкой базальтов формирует веерообразные
моноклинали по обе стороны от осевой зоны (К — комплекс параллельных да-
ек). /// — внедрение базальтовой дайки в плоскости, перпендикулярной мини-
мальному сжимающему напряжению, по Э. Андерсону и М. Хаберту. IV — ба-
зальтовая дайка как гидравлический клин: эпюра распирающих трещину на-
пряжений (Р), которые резко убывают к вершине гидравлического клина обрат-
но пропорционально кубу раскрытия трещины, что создает там концентрацию
напряжений, расклинивающий эффект и продвижение клина (по А. А. Пэку,
1968): / — длина трещины; со — раскрытие трещины: Рк— давление нагнетаемой
жидкости у начала трещины; Ръ— боковые напряжения, сжимающие трещину
жен магнитотеллурическим зондированием. Одновременно по ме-
ре внедрения все новых параллельных даек долерита происходит
раздвиг на величину суммарной их мощности. На основании та-
ких наблюдений Г. Бодварсон и Дж. Уокер предложили механизм
разрастания земной коры посредством внедрения даек. На
рис. 5.5, / из более поздней публикации Г. Пальмасона (1973)
этот механизм поясняется кинематической схемой. На ней показа-
ны расчетные траектории и изохроны перемещения новообразо-
ванных в осевой зоне пород в ходе их последующего опускания и
отодвигания по одну сторону от оси. Схема И. Гибсона и А. Гиб-
бса (рис. 5.5, //) иллюстрирует все нарастающий наклон платоба-
зальтов на глубине и строение веерообразных моноклиналей, ко-
торые формируются по обе стороны от осевой зоны по мере про-
седания изливающихся базальтов и расклинивания активной зоны
дайками. Последние при внедрении вертикальны, а в дальнейшем
наклоняются вместе с вмещающими платобазальтами. В конечном
результате происходит новообразование второго слоя океанской
коры.
Реальное воплощение этой модели в Исландии осложняется
многократными латеральными «перескоками» оси трещинных из-
лияний в пределах вулканической зоны и даже смещением всей
этой зоны. Кроме того, некоторая часть растяжения приходится на
сбросы и открытые трещины, т. е. раздвиги. Полагают, что такие
структуры компенсируют наверху внедрение тех даек, которые не
достигли поверхности. В частности, экранированные дайки, веро-
ятно, завершаются долеритовыми силлами, которых немало сре-
ди платобазальтов. Кроме того, при трещинных излияниях часть
базальтовой магмы распространяется от вулканически-активного
участка по простиранию зоны путем продольного прорастания да-
ек. По данным Г. Сигурдсона, несколько таких внедрений произо-
шло после трещинного извержения Краблы 1975 г., их продвиже-
ние со скоростью нескольких сотен метров в час сопровождалось
сейсмическими толчками и проседанием поверхности в полосе ши-
риной в первые километры. Общая величина проседания достига-
ла 1,5 м, в том числе амплитуда смещения по некоторым сбро-
сам — до 1 м.
Использование наблюдений по Исландии, несмотря на их де-
тальность и надежность, ограничено аномальностью этого отрезка
срединно-океанского хребта относительно обычных подводных зон
спрединга. Мощность океанской коры здесь намного выше нор-
мальной (до 40 км), что устойчиво поддерживает поверхность ост-
рова над уровнем моря в течение всей его геологической истории.
Учитывая характерные геохимические особенности исландских ба-
зальтов, это объясняют прохождением оси спрединга 'над мантий-
ной струей, подымающей вещество из глубоких частей мантии и
увеличивающей скорость поступления базальтового расплава, ко-
юрый формирует океанскую кору повышенной мощности (см. гл.
.(и 7).
Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. С помощью
•обитаемых подводных аппаратов к 'Настоящему времени подробно
изучен целый ряд отрезков рифтовых зон океана. Начало этим
.работам положила франко-американская программа FAMOUS, по
которой в 1974—1975 гг. были задартированы участки Срединно-
Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, распо-
ложенные в рифтовой долине, на трансформном разломе и на их
сочленении. Сейсмически- и вулканически-активная осевая часть
рифтовой долины на изученном отрезке оказалась построенной
симметрично (см. рис. 10.1, //). По обе стороны от недавно.из-
лившихся подушечлых лав, образующих вытянутые вдоль про-
дольных трещин насыпи, «а расстояние 1,5 км в одну и другую
сторону прослежены продукты все более ранних трещинных извер-
жений, что удалось установить по толщине.корок выветривания
на лавовых подушках.
Впоследствии южнее, в районе разлома Кейн, подобные иссле-
дования по программе MARK охватили сразу несколько разделен-
ных разломами сегментов Средипно-Атлантического хребта об-
щей протяженностью около 80 км (см. рис. 10.1, /, IV, V, VII).
Обнаружилось, что даже столь дробные отр.езки имеют между,.со-
бой отчетливые структурные различия и что в ходе спрединга
активный раздвиг смещался с одного сегмента на-другой. Таким
•образом, разрастание хребта представляет собой суммарный-.эф-
фект всех этих локальных эпизодов. На профилях видно, что.,,и в
периоды отсутствия трещннных излияний продолжается растяже-
ние, выраженное ступенчатыми сбросами. На некоторых сегмен-
тах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических
блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т. е. пород
111 слоя океанской коры и литосферной мантии.
Как показали дальнейшие глубоководные исследования, • эти
наблюдения неслучайны. Зоны с невысокими скоростями спредин-
га, такие как Средипно-Атлантическая, распадаются на сегменты.
в каждом из которых собственно спрединг (магматический, кон-
структивный) чередуется с фазами структурного, деформационно-
го рифтогенеза, схожего с континентальным, когда происходит
растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или поднов-
ляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые,: как
и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, на-
против, согласуются с моделью Б. Вериике о деформациях на: ос-
нове крупного пологого сброса. Согласно А. Карсону (1992), про-
должительность таких чередующихся фаз достигает десятков н
первых сотен тысяч лет. При этом соседние сегменты хребта з
одно и то же время могут находиться з разной фазе. :
Поскольку каждый сегмент проходит через растяжение со
сбросообразованием, центральные рифтовые долины наблюдаются
в низкоскоростных зонах спрединга на всем их протяжении. Для
высокоскоростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые
долины нехарактерны и в их развитии отчетливо доминирует маг-
матический спрединг. При этом в них замечена устойчивость ось1
трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где
передки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магмати-
ческой осп, подобные тем, которые в наземных условиях наблю-
даются в Исландии.
В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тес-
ном' континентальном обрамлении, возможна быстрая седимента-
ция; препятствующая свободным трещинным излияниям и фор-
мированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки
заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установ-
лено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.
К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приуро-
чены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочис-
ленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медно-
цинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные
осадки, а также зеленокамешюе изменение базальтов.
Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современ-
ные представления о механизмах формирования океанской коры
основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в со-
поставлении с данными глубоководного бурения, а также деталь-
ного изучения офирлитов — фрагментов древней океанской коры
на.континентах (см. гл. 12). Образование II слоя с базальтовой
верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек
внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного
гидравлического расклинивания. Очаги базальтового, расплава,
питающие магматические клинья, удалось к 'настоящему.времени
оконтурить многоканальным сейсмопрофилированием, но только
в средне- и высокоскоростных зонах спрединга. Протягиваясь про-
дольно, эти очаги невелики в поперечном сечении, при ширине
около 1 -км и высоте всего лишь ib несколько сотен.метров они
находятся на глубине 1—2 км от поверхности. В частности, в Вос-
точно-Тихоокеанском поясе на 9°30' с. ш., по данным Р. Детрика
н др. (1S37), верхняя граница магматического очага прослежена
на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над
пей представлена только слоем II.
В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела
массивных габбро-диабазов и мцкрогаббро, которые прорывают
омплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекать-
я более поздними дайковыми комплексами.
По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга
ц мосте с ней удаляется от питающей системы и соответствующая
•i.-итг. магматического резервуара. Она уже не пополняется базаль-
и him ми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источ-
ником тепла и охлаждается в условиях, благо-приятных для крис-
'л,1./ш:;ационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под
II слоем формируется III слой океанской коры — расслоенный
'(Mii./10'Кс габброидов, в котором бывают представлены градации
'I1 ломкократовых разностей в верхах до дунитовых кумулнтон в
Небольшие количества остаточного расплава иногда от-
жимаются, образуя мелкие внедрения плагногранитов, комагма-
тичных всей остальной серии пород.
Позже, в ходе перемещения уже двуслойной океанской коры
из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возмож-
ным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который
пополняется в течение всего существования океанского бассейна.
Одновременно внизу, в основании коры, начинается охлаждение и
консолидация астеносферного рестита, оставшегося после отделе-
ния базальтовой выплавки. Кристаллизуются перидотиты (глав-
ным образом гарцбургиты), 'наращивающие океанскую литосферу
снизу, их толщина в самых древних, юрских, частях Мирового
океана достигает '80 км и более. Возрастание доли перидотитов в
разрезе океанской литосферы ведет к увеличению ее средней плот-
ности и к изостатическому погружению. Соответствующая зависи-
мость глубины океана от возраста дна выражается эмпирической
формулой Слейтера (см. рис. 10.6) и определяет само существова-
ние срединно-океа-нских хребтов как форм подводного рельефа, а
также профиль перехода от их склонов к абиссальным равнинам
и дальнейшее общее нарастание глубин при удалении от средин-
ного хребта.
При консолидации перидотита в основании литосферы в нем
фиксируется ориентировка оливина и других минералов, марки-
рующая направление течений астеносферного вещества. Под со-
временными срединными хребтами, судя по скоростной азимуталь-
ной анизотропии астеносферы, такие течения направлены от хреб-
тов. Исследуя ориентировку оливина в крупном фрагменте океан-
ской коры мелового возраста — Оманском офиолитовом аллохто-
не, А. Николя (1939) определил относительное направление асте-
носферных течений близ зоны спрединга того времени.
Линейные магнитные аномалии и определение скорости спре-
динга. Изучение характерных для океанской коры линейных маг-
нитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности
уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей. 1. Линейные
аномалии следуют параллельно сейсмически- и магматически-ак-
тивной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по
отношению к этой оси. 2. В любой активной рифтовой зоне Миро-
вого океана опознается одна и та же последовательность анома-
лий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. По-
этому оказалось полезным маркировать их и были приняты по-
рядковые номера, исчисляемые от оси спрединга. 3. Расстояние
между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах мо-
жет быть различным. Оно не остается постоянным и при просле-
живании вдоль одной и той же протяженной зоны. 4. В некоторых
случаях симметрия системы линейных аномалий относительно риф-
товой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии разме-
щаются сжато, по' другую — разреженно.
Убедительное объяснение этих закономерностей предложили в
1963 г. Ф. Вайн и Д. Мэтьюз из Кембриджского университета.
Взяв за основу идеи Г. Хесса и Р. Дитца о спрединге, они выска-
зали предположение, что при кристаллизации базальтовой магмы
в зоне раздвига термоостаточная намагниченность фиксирует в
горных породах геомагнитные характеристики. По мере своего фор-
мирования океанская кора отодвигается от оси спрединга и, по-
добно магнитной ленте, записывает вариации геомагнитного поля,
в том числе инверсии его полярности. Поскольку наращивание
происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дуб-
лирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между од-
ноименными аномалиями на разных пересечениях варьирует в за-
висимости от скорости спрединга. По этой же причине оно может
различаться и на едином пересечении, если в одну сторону спре-
динг развивается быстрее, чем в другую.
Гипотеза Вайна — Мэтьюза открыла возможность определения
скорости спрединга по расстоянию между аномалиями при усло-
вии датирования этих аномалий. Были использованы успехи маг-
нитостратиграфии вулканических и осадочных пород континентов,
поскольку и опрединг, и напластование слоистых толщ дают запись
одних и тех же вариаций геомагнитного поля, хотя и развернутую
в первом случае по горизонтали, а во втором — по вертикали.
Для самых верхов магнитостратиграфического разреза точность
радиологического определения возраста оказалась достаточной
для детальной магнитохронологической шкалы. Такая шкала, соз-
данная А. Коксом (1966), охватила последние 3,5 млн лет. Срав-
нение и успешное совмещение этой шкалы с аномалийным профи-
лем зон спрединга датировали самые молодые аномалии (рис. 5.6).
Полученные исходя из этих результатов скорости, которые при-
нято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую
сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максималь-
ные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском подня-
тии — от 13 до 23i° ю. ш.
Согласно гипотезе Вайна — Мэтьюза, линейные магнитные ано-
малии — это изохроны океанской коры, что полностью подтверди-
лось при глубоководном бурении. Как выяснилось, аномалии коре-
нятся главным образом в базальтах и долеритовых дайках II
слоя. Созданная Дж. Хейртцлером и др. (1968), Р. Ларсоном и
У. Питманом (1972) глобальная аномалийная шкала в дальней-
шем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1—34, по-
следняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает
широкую полосу океанского дна и трактуется как «меловая зона
спокойного магнитного поля» (84—118 млн лет). Далее следуют
аномалии МО-М39 с датировками вплоть до 171 млн лет. Они ох-
натызают, в частности, и те области океана, которые рассматрива-
лись прежде как «юрская зона спокойного магнитного поля» и где
<">ыла все же выявлена система слабоамплитудных аномалий.
Как справедливо писал Ф. Вайн, «счастливое сочетание двух
i юбальных земных процессов — спрединга морского дна и гео-
магнитных инверсий» стало ключом к восстановлению эволюции
океанов, а для позднего мезозоя — кайнозоя и всей глобальной сн-
ггеми относительного перемещения литосферных плит.
Дата добавления: 2014-12-18; просмотров: 188 | Поможем написать вашу работу | Нарушение авторских прав |
|
| <== предыдущая лекция | | | следующая лекция ==> |
| Изучение современного напряженного состояния земной коры и литосферы | | | Quot; 83 |