28. Современные рифты – континентальные и океанские: Рельеф, тектоника, сейсмичность, тепловой поток, вулканизм, движения

Континентальные рифты.

Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность и вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Главный современ­ный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти мери­дионально более чем на 3 тыс. км через всю Восточную Африку, так и был назван поясом Великих африканских разломов. озера Танганьика, Ньяса и др.

Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40-50 км. Текто­нические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000-3500 м,. В области Бассейнов и Хребтов Северной Америки растяжение земной коры распределилось по обширной (почти 1000 км) площади, где образовались многочисленные сравнительно мел­кие грабены, разделенные горстами, что создает сложный тектонический рельеф.

В случае формирования пологих вязких сбросов по ним на глубине развивается динамотермальный метаморфизм, соответствующие поро­ды в дальнейшем обнажаются на поверхности.

Геофизические характеристики. По геофизическим данным, мощ­ность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, которая находит­ся там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены.

Океанский рифтогенез.

Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посред­ством магматического расклинивания, может, таким образом, развивать­ся как прямое продолжение континентального. Вместе с тем многие со­временные рифтовые зоны Тихого и Индийского океанов изначально закладывались на океанской литосфере в связи с перестройками движе­ния плит и их дроблением.

Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. франко-американская программа FAMOUS, по которой в 1974-1975 гг. были закартированы участки Срединно-Атлантического хребта к юго-западу от Азорских островов, расположенные в рифтовой долине.

К вулканическим зонам срединно-океанских хребтов приурочены выходы высокотемпературных гидротерм, особенно многочисленные при высоких скоростях спрединга. С ними связаны медно-цинковые колчеданные руды, железомарганцевые металлоносные осадки, а также зеленокаменное изменение базальтов.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Образование II слоя океанской коры с базальтовой верхней частью и комплексом параллельных долеритовых даек внизу уже рассмотрено выше как результат последовательного гид­равлического расклинивания.

В условиях высокоскоростного спрединга на Восточно-Тихооке­анском поднятии в кровлю магматических очагов вне­дряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаб­бро, которые прорывают комплекс параллельных даек и, в свою очередь, могут пересекаться более поздними лайковыми комплексами.

В условиях низкоскоростного спрединга Срединно-Атлантического хребта на 35° с. ш. сейсмическая томография обнаружила другую пита­ющую систему базальтовых излияний.

Магматизм:

1. Нехарактерен для мощной литосферы вне горячих точек на начальном этапе (Байкал)

2. Кольцевые штоковые интрузи ультра-основного состава в бортовых частях.

3. Повышенная щёлочность.

4. Сначала кислые, потом основные породы.

5. Взрывной характер (насыщен водой – для кислых)

6. Трапповый магматизм, базальтовый состав – предрифтовая стадия (Эфиопское плато)

Метаморфизм:

1. Динамометаморфизм – в ассиметричных системах.

2. Обычный, глубинный

Сейсмичность:

Активная вдоль бортов (4-5 баллов). Глубина эпицентра – 35 км. Частые землетрясения

Тепловой поток:

Резко повышен (особенно в экстремальных зонах), изменяет свойства литосферы.

29. КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТОГЕНЕЗ. Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф,сейсмичность и_вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Рельеф, структура и осадочные формации. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40-50 км, ограни­ченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры, но может формироваться и без него. Текто­нические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000-3500 м. В целом асим­метрия структуры и рельефа характерна для многих континентальных рифтовых зон.

В своей верхней, обнаженной части сбросы наклонены к горизонту под углом 50-60° и круче. Однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине, их называют, листрическими_(т. е. ковшеобразными). 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.

Для осадочных формаций континентальных рифтов, преимуще­ственно молассовых, характерно сочетание с тем или иным количеством вулканитов, вплоть до случаев, когда осадочные формации полностью замещаются вулканическими. Согласно Е. Е. Милановскому, мощность кайнозойского заполнения рифтов может достичь 5-7 тыс. м (например, в Южно-Байкальском), но обычно не превышает 3-4 тыс. м. Преобла­дают обломочные отложения озерного, аллювиального, пролювиального происхождения. Как правило, сни­зу вверх грубость обломочного материала возрастает.

Магматизм и его продукты. Континентальный рифтогенез сопро­вождается магматизмом и лишь локально его поверхностные проявле­ния могут отсутствовать. Нередко вулканы размещаются асимметрично — по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту. Магматические породы исключительно разнообразны, среди них ши­роко представлены щелочные разности.

Геофизические характеристики. По геофизическим данным, мощ­ность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит соответствующий подъем поверхности Мохоровичича, которая находит­ся там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены (скоро­сти продольных волн варьируют в интервале 7,2-7,8 км/с), их упругие характеристики снижены до значений, свойственных мантийной астено­сфере. 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.

Сравнительно близкое к поверхности залегание астеносферы ограни­чивает глубинность сейсмических очагов. Они размещаются в утонен­ной коре, и в зависимости от ее мощности предельная глубина очагов ва­рьирует от 15 до 35-40 км.

Внедрение даек в континентальных рифтах — нередкое явление, осо­бенно при базальтовом вулканизме. Однако обозначенный ими механизм гидравлического расклинивания становится заметным на зрелой стадии развития рифтовой зоны и усиливается на завершающей стадии, когда утонение континентальной коры приближается к критическим величи­нам, а снижение нагрузки на астеносферный выступ способствует больше­му отделению базальтовых выплавок.

В тех случаях, когда развитие континентального рифта прекращается на более ранней стадии, он надолго сохраняется в структуре континен­тальной коры в виде авлакогена, а при тектониче­ской активизиции может использоваться как ослабленная зона. ОКЕАНСКИЙ РИФТОГЕНЕЗ. Океанский рифтогенез, основу которого составляет раздвиг посредством магматического расклинивания, может, таким образом, развивать­ся как прямое продолжение континентального.

В срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией происходит новообразование, земной коры в результате подъема и кристаллизации базальтовой магмы.

Спрединг в Исландии. Со­временная тектоническая и вулканическая активность сосредоточена в субмеридиональных неовулканических зонах, пересекающих остров в его центральной части. Самые молодые базальты, соответствующие эпохе Брюнес, приурочены к их оси. Они окаймляются базальтами с воз­растом 0,7-4 млн лет, далее из-под них выступает мощная серия пла-тобазальтов вплоть до среднемиоценовых (16 млн лет), залегающих с преобладанием встречного наклона в сторону неовулканических зон. Характерно, что в обратном направлении (от осевых зон) базальтовые покровы уменьшаются в мощности и последовательно выклиниваются, начиная от относительно молодых. В результате в любой точке наклон базальтов сверху вниз возрастает: от горизонтального залегания вбли­зи уже эродированной кровли платобазальтов до 3-4° на отметках около 1000 м, 7-8° на уровне моря и приблизительно 20° на глубине 2000 м (по данным бурения).

Каждое излияние оставляет горизонтально залегающий (и выклинивающийся вкрест простиранию зоны) базальтовый покров мощностью 10 м и более, а также его подводящий канал —"вертикальную дайку долерита шириной чаще всего 1-3 м, ориентированную перпенди­кулярно оси минимальных сжимающих напряжений, т. е. вдоль рифтовой зоны. Каждое следующее извержение добавляет один базальтовый покров и одну дайку, поэтому вниз по разрезу платобазальтов даек становится все больше. Он установил закономерное уменьшение количества даек при подъеме от уровня моря к водораздельным отметкам 1000-1100 м и экс­траполировал их дальнейшее убывание по линейной зависимости. Все такие графики показали полное выклинивание даек на отметках 1350-1650 м, т. е. именно там, где должна была находиться первичная кровля платобазальтов. Предполагается, что ниже уровня моря количество даек соответственно нарастает.

При трещинных излияниях часть базальтовой магмы распространя­ется от вулканически-активного участка по простиранию зоны путем продольного прорастания даек.

По мере напластования платобазальтов происходит их гравитацион­ное проседание, в значительной степени компенсационное по отноше­нию к питающему магматическому очагу, который прослежен магнито-теллурическим зондированием. Одновременно по мере внедрения все новых параллельных даек долерита происходит раздвиг на величину их мощности.

Спрединг в подводных срединно-океанских хребтах. На профилях видно, что в периоды отсутствия трещинных излияний растяжение реализуется деформациями с образованием ступенчатых сбросов. На некоторых сег­ментах часть раздвига компенсирована подъемом тектонических блоков габбро и серпентинизированных перидотитов, т. е. пород III слоя оке­анской коры и литосферной мантии. Выраженный на поверхности дна раздвиг может временно приостанавливаться.

Судя по результатам этих и других глубоководных исследований, зоны с невысокими скоростями спрединга, такие как Срединно-Атлантическая, распадаются на сегменты, в каждом из которых собственно спрединг (магматический, конструктивный) чередуется с фазами струк­турного, деформационного рифтогенеза, когда происходит растяжение и утонение коры. В эти фазы образуются или подновляются ограниченные сбросами рифтовые долины, которые, как и на континентах, в одних случаях симметричны, в других, напротив, согла­суются с моделью Б. Вернике асимметричного рифта на основе крупного пологого сброса. Продолжительность таких чередующихся фаз достигает десятков и нескольких сотен тысяч лет.

В низкоскоростных зонах океанского рифтогенеза центральные рифто­вые долины наблюдаются на всем их протяжении, поскольку каждый сегмент проходит через фазу растяжения со сбросообразованием. Для высокоско­ростных, таких как Восточно-Тихоокеанская, рифтовые долины нехарактер­ны, и в их развитии отчетливо доминирует магматический спрединг.

В самых молодых спрединговых бассейнах, находящихся в тесном континентальном обрамлении, возможна быстрая седиментация, пре­пятствующая свободным трещинным излияниям и формированию нормального II слоя. Не достигая поверхности, дайки заканчиваются в толще осадков, образуя силлы, как это установлено в бассейне Гуаймас Калифорнийского залива.