2.15 Разломы литосферы Рифты

Под глубинными разломамипредлагается понимать зоны дробления литосферы, проникающие в мантию, протяжённостью на многие десятки и сотни километров при ширине до нескольких километров, которые располагаются между различно развивающимися блоками литосферы, обусловливая автономность их развития и представляя собой зоны подвижного их сопряжения. Иногда в качестве синонима употребляются термины «региональный разлом», «зона разлома». Термин «глубинный разлом» был введён в 1945 г. А.В.Пейве.

Для глубинных разломов характерны признаки: значительная глубина заложения (мантия), большая протяжённость и длительность развития.

Как правило, глубинные разломы затухают в астеносфере.

Глубинные разломы выделяются по совокупности признаков (критериев): геофизические, сейсмологические, геоморфологические, структурные, седиментационные, геохимические, магматические и гидротермальные. Изучение разломов с помощью этих признаков позволяет установить разлом и охарактеризовать его современное строение, историю геологического развития.

Геофизические признакиразбиваются на три группы: магнитометрические, гравиметрические, сейсмометрические.

Магнитометрические критерииобусловлены: 1) ослаблением магнитных свойств горных пород в зонах разломов вследствие механических напряжений; 2) заполнением систем трещин более магнитными породами по сравнению с вмещающей средой; 3) обратным намагничиванием пород, «залечивших» разлом, что возможно при определенных температурных условиях; 4) внедрением магмы. Они выражаются сгущением и изгибами изолиний магнитного поля, а также сменой простирания магнитных аномалий.

Гравиметрические критерииобусловлены: 1) различием физических свойств пород в зоне разломов и вмещающей среде (например, наличие магматических внедрений); 2) разновысотностью отдельных блоков литосферы, разделённых разломом. Они выражаются нарушением плавного хода изоаномал силы тяжести с их сгущением в области «среза» и линейными зонами интенсивного градиента силы тяжести (гравитационные ступени).

Сейсмометрические критериипозволяют выделять глубинные разломы, определять их структурную принадлежность, амплитуду вертикального смещения, наклон плоскости сбрасывателя и т.д. Они находят выражение в регистрации дифрагированных волн; в смещении фаз осей синфазности во времени; в резком аномальном затухании амплитуды преломлённых волн; в наличии сложных интерференционных явлений.

Сейсмологические признакиопределяются линейным распространением очагов землетрясений, приуроченных к подошве коры, к границам раздела внутри коры или к подкоровой области. В зонах разломов нередко происходит заметное затухание энергии землетрясений, появляются дифрагированные волны. При соответствующей обработке сейсмологические данные дают возможность определить положение плоскости разрыва и величину подвижки по разлому.

Геоморфологические признакинаходят выражение в рельефе местности. Позволяют выделять разломы, которые проявлялись в неоген-четвертичное время. Особенно чётко данные признаки картируются при дешифрировании аэро- и космоснимков, также используется геологическая съёмка.

Структурные признакипроявляются в сгущении в зоне разлома частных разрывных нарушений, в резком увеличении трещиноватости пород. Если разлом проникает до земной поверхности, то сгущение разрывов картируется геологической съёмкой. В случае, когда разлом не выходит на дневную поверхность, повышенная трещиноватость фиксируется по керну.

Седиментационные признакиявляются важными показателями длительности развития разлома. Они проявляются в изменении мощности осадков в зоне разлома и смене литолого-фациальных комплексов.

Геохимические признакисвязаны с явлением дегазации мантии Земли. Газы глубинного происхождения, прежде всего гелий, проникают через литосферу на поверхность земли по разломам. В связи с этим над разломами фиксируются аномально высокие концентрации гелия, что является указанием на существование зоны дробления земной коры.

Магматические признакиуказывают на глубинность разломов. Мелкоблоковое строение зоны разлома влечёт за собой снижение горного давления, что способствует фазовым переходам вещества, как в литосфере, так и в верхней мантии, что и определяет тесную связь интрузий с глубинными разломами. По этой же причине к разломам, как к ослабленным каналам литосферы, часто приурочиваются и вулканы.

Гидротермальные признакивыражаются в приуроченности термальных и минеральных источников к зонам разломов.

Разлом Сан-Андреас, Калифорния, США	Разлом в метаморфическом слое возле Аделаиды, Австралия

Рис. 2.65 Глубинные разломы земной коры

Классификация глубинных разломов

В зависимости от глубины проникновения разлома в земные недра выделяют разломы мантийные, проникающие до 400 – 700 км,литосферные, имеющие свои корни на глубине 100 – 300 км, икоровые, проникающие до подошвы земной коры.

По характеру перемещения блоков земной коры выделяют глубинные сбросы, раздвиги, взбросы, надвиги и сдвиги.

Глубинные сбросы возникают в условиях растяжения земной коры. К ним относятся разломы, ограничивающие крупные впадины, авлакогены, тафрогены и рифты.

Узкие, «щелевидные» рифты модно рассматривать как глубинные раздвиги.

К глубинным взбросам инадвигамотносят надвиги складчатых областей и эпиплатформенных орогенов.

К глубинным сдвигам– глубинные разлом с явно выраженным проявлением сдвиговых деформаций. К ним относят трансформные разломы.

По роли в тектоническом строении литосферы глубинные разломы классифицируют на:

разломы первого порядка– определяют границы главных литосферных плит (дивергентные, конвергентные и трансформные);

второго порядка, разграничивают малые плиты и микроплиты; к ним же относят разломы, разделяющие континентальные и океанические блоки литосферы;

сквозныепредставлены крупнейшими трансформными разломами, пересекающими границы океан – континент;

третьего порядка включают в себя все остальные разломы внутри континентов и океанов.

Кольцевые структуры.

Приведенная выше классификация касается лишь линейных зон глубинных разломов, не затрагивая кольцевые разломы, широкое развитие которых установлено в структуре литосферы.

Рис 2.66 Схема распространения кольцевых структур Средней Азии

(по О.М. Борисову, А.К. Глухову).

1 - выходы домезозойских образований; 2 - площади распространения отложений мезозоя и кайнозоя; 3 - 7 - кольцевые структуры (направление знака указывает понижение гипсометрического уровня): 3 - диаметром 600 ÷ 700 км; 4 - 300 ÷ 500 км; 5 - 150 ÷ 170 км; 6 -70 ÷ 90 км; 7 - 40 км и меньше.

В зависимости от происхождения кольцевые структуры подразделяют на: астроблемы(«звездные раны») игеоблемы(«земные раны»).

Астроблемы(ударный кратер) — углубление, появившееся на поверхности космического тела в результате падения другого тела, меньшего размера.

Астроблемы бывают импактные и взрывные.

Рис. 2.67 Аризонский кратер Берринжера

В геологическом строении литосферы наибольшую роль играют геоблемы, так как количество крупных метеоритных кратеров сравнительно невелико (~ 150). Диаметр кольцевых структур измеряется иногда многими сотнями километров (до 1500 км). У некоторых КС обнаружено многоярусное строение, что говорит об этапности в их развитии.

я

Рис. 2.68 Кратер Маникуаган, фото с челнока «Колумбия», 1983

Крупный ударный кратер (более 2 км. в диаметре) на поверхности Земли называют астроблема (от др.-греч. αστρον — «звезда» и греч. βλημα — «рана», то есть «звёздная рана»). Термин «астроблема» введён в 1960 году Робертом Дицем (англ.)

Само событие (удар метеорита) иногда называют и́мпактом (от англ. impact — «столкновение») или и́мпактным событием. На Земле обнаружено около 150 астроблем. Диаметр кольцевых структур измеряется иногда многими сотнями километров (до 1500 км). У некоторых кольцевых структур обнаружено многоярусное строение, что говорит об этапности в их развитии.

В геологическом строении наибольшую роль играют геоблемы. Геоблемы подразделяются на: а) экзогенные, возникшие под влиянием гравитационных (округлые провалы) или геоморфологических факторов; б) эндогенные, образование которых является следствием воздействия глубинных магмотектонических (циклолиты) или тектонических (тектоноконцентры) усилий.

Рифты. Понятие о рифтах (англ. - расселина, ущелье, щель) было введено Д. Грегори в 1884 г. для обозначения крупных провалов между двумя порогами в рельефе.

В современной трактовке рифт(от англ.Rift– расселина, ущелье) – это протяжённая (сотни, тысячи километров) линейная зона литосферы, грабенообразного строения, в которой происходит горизонтальное расширение коры с подъёмом нагретого глубинного мантийного материала (Е.Е. Милановский).

Рис. 2.68 Рифт Great Rift Valley Спутниковый снимок Восточно-Африканской рифтовой системы

Выделяются рифты (рифтовые структуры) – внутриконтинентальные (Восточно-Африканский, Байкальский и др.), межконтинентальные (Красноморский и др.) и внутриокеанские или срединноокеанические (Атлантический, Тихоокеанский и др.). Для них характерны условия растяжения (раздвигания), интенсивный магматизм (интрузивный и эффузивный) и «подавленный» седиментогенез. Внутриконтинентальные рифты представляют собой систему грабенов, ограниченных нормальными сбросами. Дно грабенов занято озерами или заполняется грубообломочными осадками. Магматические проявления известны как внутри, так и за пределам грабенов (в бортах). Срединноокеанические рифты приурочены к срединноокеаническим хребтам и образуют единую мировую систему протяженностью около 80 тысяч км. Они обладают сильно расчлененным рельефом с относительным превышением до 2 км. В них образуется незначительное количество глубоководных осадков, подушечные лавы базальтов и рои даек. В пределах Кольского региона к внутриконтинентальным палеорифтогенным структурам раннепротерозойского возраста отнесена Печенга-Имандра-Варзугская структура. Ряд исследователей считают, что она переживала в людиковии океаническую стадию (т.е. развивалась как срединноокеанический рифт).

Процесс возникновения и развития рифтов получил название рифтогенеза(рифтинга) и выражается он в образовании крупных сводовых поднятий над поднимающимися из недр Земли массами нагретого материала, в растяжении и в утонении литосферы и её разрыве с заложением системы линейных грабенообразных рифтовых структур, ограниченных нормальными сбросами.

Для рифтовых зонлитосферы характерно: 1) утонение земной коры до 30 ÷ 35 км; наличие астеносферного выступа, что приводит к существенному подъёму верхней мантии к подошве коры; 2) действие растягивающих горизонтальных усилий; 3) сейсмическая активность с расположением гипоцентров землетрясений в подошве земной коры; 4) широкое проявление базальтового и щёлочно-базальтового вулканизма; 5) аномально высокое значение теплового потока.

Рифтогенез характерен не только для новейшего (неоген-четвертичного) этапа развития Земли, но и для прошедших геологических эпох, вплоть до докембрия.

В связи с этим, рифты подразделяют: древние рифты (авлакогены, возникшие в позднем протерозое, часто продолжающие развиваться и в палеозое и авлакогены древних платформ Лавразийской группы), а такжемолодые(мезозойско-кайнозойские)рифты, которые закладываются в позднем палеозое, чаще в мезозое или кайнозое.

И древние, и молодые рифты приурочены в большинстве случаев, к ослабленным зонам литосферы, наследуя простирание более древних структур, тяготея к стыкам этих структур.

Авлакогены, таким образом, являются разновидностью рифтов - палеорифтами.

Под авлакогенами(Н.С.Шатский, 1955) следует понимать грабенообразные структуры проседания, формирующиеся в условиях остывания недр и локального уменьшения их объёма.

Авлакогены – это те рифты, которые заканчивают развитие, так и не превратившись в океан, постепенно заполняются осадочными породами, и геологически проявляются как крупные линейные депрессии, заполненные осадками очень большой мощности по сравнению с нормальным осадочным чехлом. Называются они авлaкогенами, к ним часто приурочены крупные месторождения солей, угля, нефти и природного газа. Впервые такие структуры были описаны Шатским Н. С. на Восточно-Европейской платформе. Пример типичного авлакогена — девонский Донецкий прогиб, с крупными месторождениями угля.

В отличие от авлакогенов, рифты характеризуются активным разогревом недр, подъёмом астеносферы к подошве коры, высоким тепловым потоком и существенной вулканической активностью.

Таким образом, несмотря на ряд сходных черт в строении рифтов и авлакогенов, между этими структурами существуют и важные отличия, ставящие под сомнение возможность объединения их вопреки общепринятому мнению.

Рифты подразделяются на:

1) океанические – в океанах рифты развиты в так называемых зонах спрединга – центральных частях срединно-океанических хребтов, где происходит образование новой океанической коры. В центральной части этих рифтов периодически образуются разломы, через которые на дно океана поступает базальтовый расплав;

2) континентальные – на континентах ныне активной является система Восточно-Африканских рифтов, где при активном вулканизме происходит раздвижение и утончение континентальной коры и в некоторых местах (Афар) уже формируется океаническая кора. Развитие этой зоны может привести к образованию нового океана. Такие рифты образуются в результате поднятия к поверхности больших участков горячей мантии — плюмов, приподнимающих и растягивающих кору. Для активных рифтов характерен интенсивный вулканизм.

Рис. 2.69 Авлакоген

Байкальская рифтовая система. Примером рифта со сложным строением и историей является Байкальская рифтовая система. До сих пор нет единого мнения о её происхождении. С одной стороны сейчас в этом районе отсутствует вулканизм и есть только активные тектонические движения и землетрясения. Однако относительно недавно в близлежащих мелких рифтовых впадинах действовали активные вулканы, а в Монголии четвертичный вулканизм был развит очень широко.

Общее строение региона позволяет ряду исследователей утверждать, что Байкал представляет собой пассивный рифт, то есть образовался в результате сдвигового движения по огромному разлому, пересекающему Евразию с юго-запада на северо-восток. Байкальская впадина согласно этой теории сформировалась из-за разлома, шедшего под углом к основному разлому. Такой механизм в литературе называется «pull-apart». Этим объясняется ромбическая форма Байкальской впадины, а также тектонические движения при землетрясениях.

Другая теория объясняет образование Байкальской рифтовой системы поднятием под ним горячей мантии — плюма, то есть считает его активным. Эта теория позволяет объяснить вулканизм региона.

Рис. 2.69 Байкальская рифтовая система

Этапы развития рифтов. В геологической истории развития рифтов можно выделить два этапа: 1) предрифтовый; 2) собственно рифтовый.

Предрифтовый этапхарактеризуется разогревом мантии, повышением её магматической активности. Континентальная литосфера испытывает деструктивное воздействие, что сопровождается её растрескиванием и излиянием лав на поверхность (траппы). Процесс длителен, повторно-возвратен, проявляется в генерировании разноглубинных магм.

Собственно рифтовый этап состоит из стадии заложения, стадии проседания, стадии инверсии.

На стадии заложения возникают линейные грабены с проявлением интенсивного вулканизма. Стадия проседания выражается в погружении ложа возникшего грабена. Стадия инверсии характеризуется складкообразовательными и складчато-надвиговыми деформациями, рифты приобретают линейную структуру.

Рис. 2.70 Система разломов Байкальского рифта

Данные стадии присущи лишь континентальным рифтам, но конечным результатом процесса рифтогенеза, как известно, является океанообразование через процесс спрединга.

С этих позиций, стадийность рифтогенезапредполагает следующие стадии:

1) предрифтовая стадия,

2) стадия континентального рифта (с подстадиями заложения, проседания, инверсии),

3) стадия морского (или межконтинентального) рифта и

4) стадия раннего спрединга.

В зависимости от интенсивности глубинных процессов развитие рифтов может быть неполным, т.е. не достигать конечного результата - океанообразования, а прерываться на одной из стадий или подстадий рифтогенеза.

Рассмотренные механизмы заложения и эволюции рифтовых систем получили название активного рифтогенеза. В этом случае процесс инициируется глубинными причинами, а именно подъёмом горячих и разуплотнённых мантийных масс с границы мантия - ядро (т.н. мантийный плюм).

Детальное изучение современных рифтов показывает, что могут быть и другие причины образования этих структур.

К таковым относят, в частности, воздействие на литосферу внешних (боковых) сил, которые способны обусловить горизонтальное растяжение литосферы, уменьшение её мощности и, в конечном итоге, разрушение. При этом происходит снижение горного давления, что в свою очередь ведёт к частичному плавлению вещества мантии (астеносферы) и магматизму.

Подобный рифтогенез получил название пассивного. Примером может служить формирование Байкальского рифта, как реакции литосферы на «удар» Индийского субконтинента в Евразию.

Ещё одним механизмом пассивного рифтогенеза может являться, вероятно, проседание литосферы над остывающими недрами.

В современной геологической литературе многие учёные (Ю.Г. Леонов, В.Е. Хаин и др.) склонны отдавать предпочтение именно пассивному рифтогенезу, считая его наиболее распространённым в геологической истории Земли.