Рифтогенез

Современна тектоническая активность сосредоточена главным образом на границах литосферных плит. На дивергентных границах развивается рифтогенез, а конвергентные границы характеризуются процессами субдукции, обдукции и коллизией литосферных плит.

Рифтовые зоны образуют глобальную систему и прослеживаются как на континентах , так и в океанах. В ряде мест ветви этой системы пересекают пассивную границу океан/континент, но, продолжаясь в условиях другой литосферы, они существенно меняют свое геологическое выражение. Поэтому, несмотря на общность глубинных причин и мантийных корней, различают континентальный рифтогенез и океанический рифтогенез.

Континентальный рифтогенез. Активные рифтовые зоны континентов контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами, характеризуются расчлененным рельефом, сейсмичностью и вулканизмом. Главный современный пояс континентального рифтогенеза протягивается почти меридионально более чем на 3 000 км через всю Восточную Африку. Крупными рифтогенными зонами континентов являются также Красноморская, являющаяся продолжением Восточно-Африканской, зона Бассейнов и Хребтов в Северной Америке, Рейнская, Байкальская и Момская рифтовые зоны на Евразийском континенте.

Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40 – 50 км, ограниченная системой сбросов. Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000 – 3500 м.

В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к горизонту под углом 50 – 60^о и круче. Многие из них на глубине выполаживаются (их называют листрическими). При смещении по сбросам нередко проявляется и сдвиговая компонента (на Байкале – левосторонняя). По данным космической геодезии за трехлетний период наблюдений Байкальский рифт раскрывается со скоростью 4,5 мм в год. Диагонально ориентированные разрывы со сдвиговым смещением в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза.

Континентальный рифтогенез сопровождается магматизмом, и лишь в некоторых случаях его поверхностные проявления могут отсутствовать, например, в рифте озера Байкал. Однако в той же системе в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излияния базальтов.

По геофизическим данным мощность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит подъем поверхности Мохоровичича, которая находится в зеркальном соответствии с наземным рельефом.

Под рифтом в мантийном выступе породы разуплотнены и их рассматривают как астеносферный диапир, либо как линзовидную подушку, вытянутую вдоль рифтовой зоны, обособленную от астеносферного слоя. Такая подушка мощностью 17 км обнаружена под Байкалом.

Континентальный рифтогенез в процессе своего развития переходит в океанский. Так в Красноморском рифте внедрениедае в древнюю гранитную кору началось около 50 млн лет назад и усилилось 30 млн лет назад с образованием мощных роев параллельных даек различного состава и только 5 млн лет назад магматические клинья сконцентрировались в узкой полосе, обусловив отрыв Аравийской плиты.

В тех случаях, когда развитие континентального рифта прекращается на более ранней стадии, он сохраняется в структуре континентальной коры в виде авлакогена.

Лекция № 10

Океанский рифтогенез (спрединг). Основу океанского рифтогенеза составляет раздвиг посредством магматического расклинивания. Он может развиваться не только как прямое продолжение континентального. Многие современные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере.

Очаги базальтового расплава, питающие магматические клинья, протягиваются продольно. Они расположены на глубине 1 – 2 км от поверхности приширине около 1 км и высоте в несколько сотен метров. В Восточно-Тихоокеанской зоне спрединга верхняя граница магматического очага прослежена на глубине менее 1 км, а новообразованная океанская кора над ней представлена только слоем II.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга она уже не пополняется базальтовыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источником тепла и в процессе охлаждения кристаллизуется, формируя под II слоем III слой океанской коры – расслоенный комплекс габброидов от лейкократовых разностей в верхах до дунитов в основании.

В ходе перемещения уже двуслойной океанической коры из осевой зоны на склон срединного хребта становится возможным устойчивое накопление осадков, Формируется I слой, который пополняется в течение всего существования океанского бассейна. Одновременно в основании коры идет ее наращивание за счет кристаллизации астеносферных реститов с образованием перидотитов, наращивающих океанскую литосферу. Их толщина в самых древних, юрских частях океана достигает 80 км, что ведет к увеличению средней плотности и изостатическому погружению океанской коры.

При изучении характерных для океанской коры линейных магнитных аномалий было обнаружено ряд закономерностей:

1. Линейные аномалии следуют параллельно активной оси рифтовых зон и размещаются симметрично по отношению к этой оси.

2. В любой активной рифтовой зоне опознается одна и та же последовательность аномалий и повторяются характерные особенности каждой аномалии. Поэтому аномалии были маркированы и им даны порядковые номера, исчисляемые от оси спрединга.

3. расстояние между одноименными аномалиями в разных рифтовых зонах может быть различным. Оно не остается постоянным и при прослеживании вдоль одной и той же протяженной зоны.

4. В некоторых случаях симметрия системы линейных аномалий относительно рифтовой оси нарушается тем, что по одну сторону аномалии размещаются сжато, по другую – разреженно.

Объяснение этих закономерностей было дано в 1963 г. Ф.Вайном и Д.Мэтьюзом из Кембриджского университета. Согласно их представлению при кристаллизации базальтовой магмы в зоне раздвига термоостаточная намагниченность фиксирует в горных породах геомагнитные характеристики. Океанская кора по мере своего формирования отодвигается от оси спрединга и, подобно магнитной ленте, записывает вариации геомагнитного поля, в том числе инверсии его полярности. Поскольку наращивание происходит по обе стороны от оси спрединга, образуются две дублирующие одна другую магнитные записи. Расстояние между одноименными аномалиями на разных пересечениях варьирует в зависимости от скорости спрединга. На основе этой модели появилась возможность определения скорости спрединга по расстоянию между аномалиями при условии датировки этих аномалий. Были использованы данные магнитостратиграфии вулканических и осадочных пород, поскольку и спрединг, и напластование слоистых толщ дают запись одних и тех же вариаций геомагнитного поля. В комплексе с радиологическими определениями возраста эти данные позволили создать магнитохронологическую шкалу, охватившую последние 4,5 млн лет. Успешное совмещение этой шкалы с последовательностью самых молодых аномалий в зонах спрединга позволило датировать эти аномалии (рис. ).

Полученные исходя из этих результатов скорости относительно оси спрединга варьируют от долей см до 15 – 18 см/год. Полная же скорость раздвига литосферных плит на дивергентной границе вдвое больше скорости спрединга, поскольку спрединг развивается симметрично.

В 1968 году была создана глобальная аномалийная шкала, которая в дальнейшем дополнялась и уточнялась. Ее начинают аномалии 1 – 34, последняя из которых, имеющая нормальную полярность, занимает широкую полосу океанического дна и трактуется как «меловая зона спокойного магнитного поля (84 – 120 млн лет). Далее следуют аномалии М0 – М41 с датировками вплоть до 167,5 млн лет.

Сочетание двух глобальных земных процессов – спрединга океанического дна и геомагнитных инверсий стало ключом к восстановлению эволюции океанов, а также всей глобальной системы относительного перемещения литосферных плит с середины мезозоя до настоящего времени.

Лекция № 11