12. Палеорифты территории Беларуси. Припятский палеорифт: строение и развитие

Припятский прогиб, наиболее детально изученная структу­ра территории Беларуси [13,21,47], расположен между Белорусской антеклизой и Жлобинской седловиной на севере и Украинским кристаллическим щитом на юге (см. рис. 2). Полесская седловина отделяет Припятский прогиб от Подлясско-Брестской впадины на за­паде, а Брагинско-Лоевская седловина - от Днепровско-Донецкого прогиба на востоке. От Украинского щита прогиб отделен Южно-Припятским краевым разломом, представляющим собой зону сбро­сов общей амплитудой по поверхности фундамента до 2-4 км. От Белорусской антеклизы прогиб отделен Северо-Припятским супер­региональным листрическим разломом мантийного заложения, со­стоящим из серии разрывов типа сбросов с суммарной амплитудой до 2—3,5 км, от Жлобинской седловины — Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами. Припятский прогиб протягивается в запад-северо-западном, близком к широтному, направлении на 280 км и имеет ширину до 150 км.

По поверхности фундамента Припятский прогиб состоит из Припятского грабена и Северо-Припятского плеча (рис. 30). Послед­нее примыкает с севера к восточной части Припятского грабена. Северо-Припятским краевым разломом плечо отделено от грабена, а Малиновско-Глазовским и Жлобинским разломами — от Жлобинской седловины. Протяженность Северо-Припятского плеча с запада на восток составляет 120 км, ширина— 10—40 км.

Основной этап формирования Подлясско-Брестской впадины — каледонский. С ним связаны максимальное погружение впадины, накопление мощной толщи осадочных пород, образование малоампли­тудных локальных структур. Тектонические движения вдоль разломов в течение каледонского этапа, в основном, определили современную структуру впадины.

13. Океанский рифтогенез (спрединг). Активный и пассивный 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 па океанской литосфере в связи с перестройками движения плит и отмиранием более ран­них рифтовых зон.

Предположение о формировании земной коры в срединно-океанских хребтах при их раздвиге мантийной конвекцией, подъе­ме и кристаллизации базальтовой магмы высказывал А. Холмс еще в 30-х и 40-х годах, уподобив расходящуюся от активной зо­ны океанскую кору бесконечным лентам транспортера. Эта идея получила дальнейшее развитие после того, как Г. Хесс (19(30) по­ложил се в основу представлений об эволюции океанов. Р. Дитц (1961) ввел термин спрединг морского дна (англ. spread— развер­тывать, расстилать). Интенсивные исследования последующих десятилетий, включавшие глубоководное бурение и детальную съемку зон спрединга с применением обитаемых подводных аппа­ратов, дали для этого большой новый материал.

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 маг­матический спрединг. При этом в них замечена устойчивость оси трещинных излияний, в отличие от зон атлантического типа, где нередки латеральное блуждание и мелкие «перескоки» магмати­ческой оси, подобные тем, которые в наземных условиях наблю­даются в Исландии.

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.

Формирование океанской коры в зонах спрединга. Современ­ные представления о механизмах формирования океанской коры основываются на наблюдениях в активных зонах спрединга в со­поставлении с данными глубоководного бурения, а также деталь­ного изучения офиолитов — фрагментов древней океанской коры на континентах. 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. В такую кровлю местами внедряются штокообразные тела массивных габбро-диабазов и микрогаббро, которые прорываю! комплекс параллельных даек и в свою очередь могут пересекать­ся более поздними дайковыми комплексами.

По мере отодвигания новообразованной коры от оси спрединга вместе с ней удаляется от питающей системы и соответствующая часть магматического резервуара. Она уже не пополняется базаль­товыми выплавками астеносферы, теряет связь с основным источ­ником тепла и охлаждается в условиях, благоприятных для крис­таллизационной дифференциации (см. рис. 2.3, внизу). Так, под II слоем формируется III слон океанской коры — расслоенный комплекс.

Позже, в ходе перемещения уже двухслойной океанской коры из осевой зоны на склон срединного хребта, становится возмож­ным устойчивое накопление осадков, формируется I слой, который пополняется в течение всего существования океанского бассейна.

Линейные магнитные аномалии и определение скорости спрединга. Изучение характерных для океанской коры линейных маг­нитных аномалий с чередованием прямой и обратной полярности уже в 60-х годах обнаружило ряд закономерностей. 1. Линейные аномалии следуют параллельно сейсмически- и магматическиак­тивной оси рифтовых зон океана и размещаются симметрично по отношению к этой оси. 2. В любой активной рифтовой зоне Миро­вого океана опознается одна и та же последовательность анома­лий, повторяются характерные особенности каждой аномалии. По­этому оказалось полезным маркировать их и были приняты 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.

Полученные исходя из этих результатов скорости, которые при­нято исчислять относительно оси спрединга (отдельно в каждую сторону от нее), варьируют от 1,5 до 15—18 см/год. Максималь­ные значения установлены на Восточно-Тихоокеанском подня­тии — от 13 до 23° ю. ш.

Сегментация зон спрединга, трансформные разломы. Сегмента­ция рифтовых зон океана многочисленными поперечными разло­мами — их характерная особенность; механические свойства океан­ской литосферы, по-видимому, благоприятствуют хрупкой дефор­мации. Поперечные нарушения между сегментами принадлежат категории трансформных разломов (Дне, Т. Вилсон, 1965) — осо­бого кинематического типа разрывов со сдвиговым смещением, ко­торые переносят, трансформируют горизонтальное движение лито сферы от одной активной границы (дивергентной или конвергент­ной) к другой.

Продольное разрастание и перескоки осей спрединга. При за­ложении новых осей спрединга и в ходе дальнейшего развития возможно их продольное разрастание. На рис. 5.9 приведены дан­ные по одному из отрезков Восточно-Тихоокеанского поднятия е высокими скоростями спрединга, где при изначально кулисообразном размещении осей, но малом латеральном расстоянии между ними вместо поперечного трансформного скола продолжалось продольное разрастание. Сначала произошло сдваивание, а за­тем, и соединение осей спрединга.

Известны многочисленные свидетельства перескоков (англ,, jumping) оси спрединга, когда она резко смещается в латераль­ном направлении, сохраняя прежнее простирание. Мы уже писа­ли выше о перескоках трещинных излияний базальтов Исландии в условиях аномально мощной океанской коры.

Активный и пассивный рифтогенез

Обсуждаются два главных способа заложения и раскрытие рифтовых зон. Концепция активного рифтогенеза исходит из традиционного представления о первичности зародившегося на глу­бине восходящего тока астеносферного вещества, который подымает и раздвигает литосферу, что и выражается континентальные и океанским рифтогенезом. Локализация рифтовой зоны предопределена в этом случае местом подъема мантийных течений, возбуждающих рифтогенез.

Противоположная концепция пассивного рифтогенеза принимает в качестве первопричины боковое воздействие внешних сил литосферную плиту, способную передать напряжения на большие расстояния. Согласно Д. Таркотту и Э. Оксбургу (1973), рифтогенез начнется, если обусловленные внешними силами горизон­тальные растягивающие напряжения будут достаточно высоки, чтобы произошло растяжение и уменьшение мощности литосферы в какой-то благоприятно ориентированной ослабленной зоне. Соответствующее снижение давления может вызвать частичное плавление и снижение вязкости астеносферного вещества, вовле­чение его в адвективное, а затем и конвективное перемещение, ко­торому будут способствовать латеральные температурные гради­енты. В результате под линейной зоной растяжения формируется характерный для рифтовых зон глубинный механизм, поддержи­вающий дальнейшее разрастание рифта и питающий его магма­тизм. Таким образом, при пассивном рифтогенезе локализация: рифтовой зоны предопределяется механической неоднородностью литосферной плиты, размещением зон, способных воспринять наве­денные извне тектонические напряжения.

Поскольку при таком заложении рифтовая зона трассируется избирательно, по ослабленным зонам, то нередко раскол прохо­дит через горячие точки как участки, прогретые мантийной стру­ей. В дальнейшем они в одних случаях смещались относительно мантийной струи (в неогене горячая точ­ка Тристан-да-Кунья оказалась в стороне от Срединно-Атлантического хребта, в других, как, например, в Исландии, все еще совмещаются с горячей точкой.

Пассивное заложение и развитие наиболее вероятно для боль­шинства рифтовых зон, входящих в глобальную систему. Одно из свидетельств — наследование древних структур континентальной коры. Так, Восточно-Африканские рифты образовались по докембрийскому зеленокаменному поясу, где возможность растяжения коры, как показал А. В. Разваляев, была подготовлена многократ­ным прогревом проницаемой зоны и магмообразованием, Раскол Северной Атлантики прошел по сутурам палеозойского складча­того пояса.

С концепцией пассивного рифтогенеза лучше согласуется и наблюдаемая миграция срединно-океанских хребтов, размеры ко­торой находятся в полном соответствии со скоростью спрединга.

Активный способ заложения рифтовых зон имеет, по-видимому, подчиненное значение. Такие условия вероятны над зонами суб­дукции. Как полагают, термальное и механическое влияние субдуцирующей плиты формирует над ней конвективную систему, которая, в свою очередь, воздействует на литосферу висячего крыла, определяя место и время заложения задуговых рифтов.