Рифтова зона. Байкальська рифтова зона

Байкал як рифтова зона.

• Вступ
• Фізико-географічна характеристика регіону
• Озеро Байкал
• Рифти (Байкальський рифт)
• Висновок
• Бібліографія

Вступ

У межах цієї роботи розглядається озеро Байкал, основні риси Байкальської рифтової зони, показаний рівень її пізнання та намічені найважливіші питання її подальшого вивчення. В історії вивчення як Байкальської гірської системи, так і самого озера Байкал було багато дослідників та вчених, які дотримувалися різних позицій у своїх поглядах. Питання про походження западини озера Байкалу (та й усього регіону) було суттю багаторічної гарячої суперечки, розпочатої ще в минулому столітті. Наприклад, П. А. Кропоткіна (1875) вважав, що утворення западини пов'язане з розколами земної кори. І. Д. Черський, своєю чергою, вважав генезис Байкалу як прогин земної кори (в силурі). В даний час набула широкого поширення теорія (гіпотеза) "рифту". За цією гіпотезою, в результаті стиснення земної кори утворюється величезне склепіння, а розтягування, яке згодом змінює стиск, викликає просідання верхньої частини склепіння по осі.

Гіпотеза про скидове походження западин підтверджується наявністю в регіоні розломів, зон милонітозаціі, термальних джерел, і т.д.

У роботі розглядається основна прийнята гіпотеза походження і генези власне озера Байкал – його западини.

Байкальська западина відноситься до певного регіону, що називається Байкальським. У межах цієї роботи назва “Байкальський регіон” синонімічно точнішому терміну (хоч і спеціалізованому) “Байкальська гірська система”.

Байкальська гірська система. У географічному відношенні це досить певний та самостійний регіон. Обмежений: з півночі та заходу – Середньо-Сибірським плоскогір'ям, зі сходу – Алданським нагір'ям та Становим хребтом, з південного сходу – горами Джидінської країни, Західного та Східного Забайкалля. Площа Байкальської гірської системи становить 575 тис. км2. Для наочності: площа Байкальської гірської системи більша за територію найбільшої західно-європейської держави Франції, площа якої становить 551 тис. км 2 , і в 14 разів більша за територію Швейцарії (площа 41,3 тис. км 2). Термін Байкальська гірська система введено в літературу Є. В. Павловським (1948), який віддав багато сил та праці вивченню Східного Сибіру. В даний час цей термін використовується дуже широко (і в цій роботі теж). До складу Байкальської гірської системи входять такі географічні райони: Західне, Східне, Південне Прибайкалля, Північно-Байкальське нагір'я, Патомське нагір'я, Вітімське плоскогір'я, Олекмо-Вітімська гірська країна. В аспекті цієї роботи будуть розглядатися в основному райони, що прилягають безпосередньо до озерної ванни Байкалу. У межах цієї системи також виділяють такі основні геоморфологічні райони (найбільші) - Байкальський гірський пояс, Вітимське плоскогір'я, Чайсько-Патомська гірська країна. Також у цій роботі будуть представлені характерні геологічні терміни, як наприклад "байкаліди" - спеціальний термін, що позначає магматичні геотіла, утворені в процесі еволюції Байкальської гірничої системи або Байкальська рифтова зона.

Фізико-географічна характеристика регіону

Як уже було зазначено вище, межі регіону визначаються Байкальською гірською системою. Територія регіону характеризується значною піднесеністю над рівнем моря та переважно гірським рельєфом. У плані розрізу (через увесь регіон) спостерігатиметься загальне зниження зі сходу захід. Найнижчою відміткою є рівень озера Байкал (456 м), найвищою – вершина м. Мунку-Сардик (3491 м). Практично по всій території переважають сильно розчленовані середньовисотні гори (сопки). Більшість хребтів регіону мають порівняно м'які обриси та плоскі, вирівняні процесами тривалої денудації вершини. Рівнинні поверхні трапляються лише у тектонічних западинах і долинах великих річок.

На геологічну будову (особливо в районі Байкальського рифту) великий вплив мали розривні порушення земної кори, що мають переважно північно-східний напрямок. Привертає увагу велика сучасна тектонічна активність Байкальської гірничої системи з погляду загальнопланетарної активності. Взагалі Байкальська гірська система відноситься до молодих сейсмічно активних областей. Тектонічна активність проявляється у вигляді повільних опускань і підіймання берегів Байкалу (за даними В. В. Ламакіна, місцями такого роду зміщення досягають 30 мм на рік), а також інтенсивних землетрусів, що досягають 8-10 балів, наприклад, найбільший землетрус (Саганське) від 11-12 січня 1862 року, коли під воду пішла частина придільтової ділянки нар. Селенга площею близько 260 км 2 з кількома селами.

У районі Байкальської гірської системи досить широко розвинена багаторічна мерзлота гірських порід, з якою пов'язані багато мерзлотних процесів і явищ: термокарст, бугри пучення, соліфлюкція, льоду, тріщинно-полігональні форми рельєфу тощо.

Клімат на кшталт різко континентальний (малосніжні безвітряні морозні зими, спекотне коротке літо), тобто. є дуже великі річні та добові коливання температур повітря та нерівномірний розподіл атмосферних опадів по сезонах року. Взимку регіон знаходиться у потужному північно-східному відрозі Сибірського антициклону, влітку тут переважає полярна повітряна маса. Тому протягом року спостерігається велика кількість сонячних днів (понад 310).

Відповідно до типу клімату розвинений і тваринний, рослинний світ регіону. Велика різноманітність та особливий характер розподілу ґрунтово-рослинного покриву, тваринного світу обумовлюється становищем регіону на стику двох різних природних зон – Східно-Сибірської гірничо-таємничої та Центрально-Азійської степової зон. Також є безліч унікальних ендемічних видів, присвячених переважно безпосередньо озеру Байкал, флора і фауна якого на три чверті складається з ендеміків, таких як байкальський тюлень, рачки-бокоплави, бички, живородна риба голом'янка.

У гідрологічному аспекті територія регіону є одним із найбільших у Євразії водороздільних вузлів – тут проходить частина світового вододілу між басейнами Північного Льодовитого та Тихого океанів. Причому 84% стоку з площі відносяться до Північного Льодовитого океану, 0,3% – до безстічних областей (наприклад, Улдза-Торейська рівнина), та решта 15,7% відповідно до Тихого океану. Тут зосереджені верхів'я багатьох великих річок Сибіру – Олени, Ангари, Нижньої та Підкам'яної Тунгуски, Амура та ін. Великими транзитними річками є лише Селенга (верхів'я Монголії) і Аргунь (верхів'я Китаї). Взагалі, Байкальський регіон є значно менш водоносним, ніж, наприклад, сусідній Середній Сибір. Хоча тут можливе застереження – при перерахунку на душу населення регіон відносно забезпечений водними ресурсами щодо господарської діяльності через низьку густину населення (3 особи на км2). Середня річна сума опадів по Бурятії становить 400 мм за виміряними та 525 за виправленими даними. Найменша кількість опадів посідає низовинні ділянки. Характер розподілу опадів по території визначається умовами атмосферної циркуляції і будовою поверхні басейну, тобто. у міру підвищення рівня рельєфу збільшуються водні та зменшуються теплові ресурси. Байкальський регіон виділяється як один з найбагатших різними по хімізму та терміці мінеральними водами районів. Число лише врахованих джерел та свердловин понад 600. Це обумовлюється численними розломами земної кори під час кайнозою.

У регіоні спостерігається велика кількість озер, які здебільшого приурочені до негативних форм рельєфу – до западин. Взагалі, розрізняють кілька видів западин. Основні два типи – це внутрішньогірські (байкальський тип) та міжгірські (забакальський тип) (за Флоренсовим, 1960). Вони відрізняються асиметрією бортів, розташуванням, кількістю накопичених відкладень. В аспекті цієї роботи нас цікавлять озера западин лише байкалького типу, найбільші з яких – озеро Байкал та озеро Хубсугул у Монголії (Хувсуугул-Нуур), які відносяться до цього типу. Контури западин байкальського типу на карті проглядаються як незграбні, з безліччю прямолінійних ділянок - коротких, прямих розломів. Котловини бакальського типу заповнені пухкими або слабо зцементованими відкладеннями переважно четвертинного віку, накопичення яких відбувалися в умовах безперервного прогинання днищ западин (по одній з найбільш прийнятих теорій). З цієї теорії вважається, що озерна ванна Байкалу складається з двох самостійних западин, об'єднаних водним дзеркалом, тобто. мається на увазі складну її будову. Південна западина Байкалу виконана середньоюрськими-нижньокрейдовими відкладеннями, а від мезозойських депресій (стародавніших) успадковані юрські та крейдяні товщі. Існує також невелика кількість відкладень третинного (неогенового) віку. Четвертинні відкладення у всій Байкальській улоговині представлені озерними, флювіогляціальними, льодовиковими, алювіальними, пролювіальними, еоловими утвореннями. Найбільша потужність відкладень спостерігається у дельті річки Селенги (близько 500 м), а разом із третинними відкладами понад 600 м.

Озеро Байкал

Байкал - глибоке проточне озеро з унікальним біорежимом. Для порівняння: обсяг Байкалу перевищує обсяг Балтійського моря. Площа території водостоку для Байкалу становить понад 588 тис. км2. Деякі географічні дані по Байкалу (морфометричні показники): об'єм води становить 23 тис км 3 площа поверхні (дзеркала) - 31 500 тис км 2 середня глибина порядку 730 м, максимальна глибина дорівнює 1620 м, найбільша ширина - 95 км, найбільша довжина - 650 км.

Байкал має малу водообмінність. Повна зміна водного обсягу обчислюється сотнями років (точніше 332 роки). Це говорить про велику консервативність властивостей. Байкал посідає перше місце серед прісноводних озер помірного термічного типу.

Виділяють глибинну та поверхневу області вод Байкалу. У глибинної області процеси циркуляції мало задіяні, тобто. можна стверджувати, що води глибинної області Байкалу не беруть участь у сезонних циркуляціях. Потужність глибинної області Байкалу становить близько 1400 м. У ній спостерігається панування незмінно стійкої прямої та зворотної температурної стратифікації з дуже малим загальним падінням температури (від 3,6 0 С до 3,2 0 С), що знову ж таки говорить про велику консервативність. Але за останніми даними все ж таки спостерігається деяка залежність вод глибинної області – мають місце різні переноси водних мас, які мають як постійний (наприклад, система циклонічних течій Південного Байкалу) та тимчасовий (наприклад, вітрові та стокові течії та маси) характер. Також виявлено рух вод на різних глибинах. Ці дуже уповільнені циркуляції охоплюють води глибинної області до 1250 м. Течії спостерігаються і під льодом. Природа всіх цих течій та явищ ще не вивчена до кінця і не з'ясована.

Верхня область. Її потужність становить 200-250 м. У річному циклі теплообміну та осінньо-весняних циркуляціях беруть участь здебільшого води верхньої області. Ці ж шаром обмежена сезонна зміна прямої та зворотної температурної стратифікації, а також сезонні зміни хімічного складу та біологічних факторів. Тут же зосереджено основну біомасу Байкалу.

Динаміка та структура водної маси Байкалу визначається не тільки розмірами, а й формою улоговини, тектонічної у своїй основі (див. вище). Найбільш характерною рисою байкальської ванни слід вважати слабкий розвиток мілководдя, з чим пов'язана велика середня глибина озера та різкі борти. Характерний також нерівний рельєф дна, який проте ще далеко не повністю вивчений. До глибини 100-200 м переважають скельні ґрунти, каміння, валуни, галька, піски (причому область пісків з глибиною розширюється). Потім до найбільших глибин дно вистелене мулом, у складі якого багато стулок діатомових водоростей.

Байкал – потужний регулятор стоку та гігантське природне водосховище. Проте зміни співвідношення елементів балансу викликають коливання рівня озера. Внутрішньорічні відхилення становлять у середньому за багаторічний період близько 82 см, багаторічні (за останні 60 років, коли стали вести спостереження) – амплітуда близько 194 см. У цьому плані останнім часом важливим є облік антропогенного чинника, як, наприклад, будівництво Іркутської ГЕС. Її будівництво викликало підвищення рівня на 1,2 м, що, природно, спричинило гнітючі наслідки.

Очевидно, головну роль у виникненні западин байкальського типу грають згинальні деформації земної кори, що супроводжуються розломами, причому переміщення блоків по розломах набуває основного рельєфоутворюючого значення. Наявність східчастих терас на бортах ванни Байкалу частково підтверджує це.

Як було зазначено вище, основний теорією нині вважається теорія “рифту”.

Рифти (Байкальський рифт)

Рифти як глобальний геотектонічні елементи - це характерна структура розтягування земної кори (по Артем'єву, Артюшкову, 1968; Ушаков та ін, 1972). Під поняття рифтів підходять також вузькі форми рельєфу-борозни ("грабени"), ще не скомпенсовані опадами та відкладеннями; великі та широкі западини з досить взаємовіддаленими бортами; куполоподібні, або протягнуті у вигляді хребтів, системи піднять, ускладнені осьовим грабеном (наприклад, рифти в центральних частинах океанів та у Східній Африці). Вважається, що це є лише різні тимчасові стадії формування рифтових структур, виявлені нині у океанах і континентах. Вік визначається по відкладах та опадів.

Перше місце серед планетарних рифтових систем займає Світова система рифтів (МСР), що утворилася протягом кайнозою і розвивається до теперішнього часу, виявлена ​​в 1957 році, яка простягається на довжину понад 60 тис. км під водами Світового океану, і заходить поряд своїх відгалужень також на континент . МСР є широкі (до тисячі кілометрів і більше) підняття, що височіють над дном на 3,5 - 4 кілометри і протягуються на тисячі кілометрів. До осьових частин хребтів приурочені активні рифтові зони, що складаються з системи вузьких грабенів (рифтових ущелин типу Байкалу), обрамлених гірськими рифтовими грядами типу Байкальського, Баргузинського та інших хребтів, що оточують Байкал.

До інших рифтових (планетарного масштабу) відносяться рифти, приурочені до континентів (крім обумовлених вище) – наприклад, Рейнський грабен (довжина близько 600 км) або регіон, що розглядається – Байкальська рифтова зона (довжина понад 2,5 тис км). Сучасні рифтові зони континентів мають багато спільного з рифтами серединноокеанічних хребтів, що належать МРР. Їх виникнення також пов'язане з процесами підйому глибинної речовини, склепінного підняття, горизонтального розтягування земної кори під його натиском, потонанням кори та підйомом поверхні Мохоровича. Континентальні рифтові системи (КСР) також утворюють протяжні системи, що гілкуються в плані (подібно до МСР), але набагато менш виражені в рельєфі, тому деякі їх ланки здаються ізольованими.

На перший погляд важко назвати аналогом Байкалу рифтову ущелину, поховану під товщею води 3 - 3,5 кілометра. Але походження Байкальської та океанічних рифтових зон однаково за своєю суттю.

Рідним "братом" Байкалу називають розташоване в Монголії озеро Хубсугул, витягнуте у вигляді серпа на 130 кілометрів. Максимальна його глибина сягає 238 метрів. Хубсугульська та Байкальська западини входять у Байкальську рифтову зону. У Хубсугул, як і в Байкал, впадає багато (близько 70) рік, а витікає також єдина – Егінгол.

До речі, Хубсугул через річки Егінгол та Селенгу пов'язаний із Байкалом. Хубсугул у 12 разів за площею, майже в 5 разів за довжиною та у 7 разів за глибиною менше Байкалу.

Ще один явний аналог знаходиться у Східній Африці, а точніше у Східно-Африканській рифтовій зоні, в межах якої розташовані озера Ньяса, Танганьїка, Ківу, Мобуту-Сесе-Секо (колишнє озеро Альберт), Іді-Амін-Дада (колишнє озеро) та інші, дрібніші.

Перші два озера справедливо називають "сестрами" Байкалу. Параметри їх напрочуд схожі. Лише трохи тепліший клімат і тропічна флора відрізняють їх від Байкалу.

Озеро Танганьїка розташоване в Заїрі, Танзанії, Замбії та Бурунді на висоті 773 метри (майже на 320 метрів вище Байкалу). Довжина його 650 км. Площа майже 34 тисячі квадратних кілометрів, проти 31,5 тисячі кілометрів біля Байкалу. Лише по глибині Байкал на 150 метрів перевершує озеро Танганьїка (1620 та 1470 м).

Мало чим поступається Байкалу озеро Ньяса, розташоване в Малаві, Мозамбіку та Танзанії. Площа його 30,8 тисяч квадратних кілометра, а глибина – до 706 метрів.

Завдяки тому, що ці озера знаходяться у тропіках, температура води не опускається нижче 20-22 градусів. Фауна озер Танганьїка та Ньяса майже на 70 відсотків ендемічна. Причому, як і в Байкалі, багато видів схожі на мешканців морських глибин.

Зазвичай ширина континентальних рифтів становить близько 45-50 км, за вертикальної амплітуди занурення фундаменту рифту (грабену) від 1 до 7 км. Зазвичай опускання дна рифтових прогинів значною мірою компенсовано процесами опадонакопичення, проте значна частина представлена ​​депресіями, зайнятими водами морів, озер і долинами річок.

Більшість КСР мають кайнозойський вік освіти. Байкальський рифт утворився наприкінці палеогену.

У поперечному перерізі рифтова зона є системою ступінчасто занурюваних до осьової частини скошених під різними кутами блоків. Поверхні розділу зазвичай є скидами, що крутопадають.

Земна кора континентальних рифтів характеризується помітним утоненням до 20-30км, підйомом поверхні Мохоровича та збільшенням потужності осадового шару, тому в розрізі земна кора має форму двовигнутої лінзи.

Методами глибинного сейсмічного зондування встановлено наявність під Рейнським, Байкальським і Кенійським рифтами розущільнених порід мантії.

Континентальні рифти також виділяє наявність підвищеного теплового потоку та негативних аномалій магнітного поля.

Характер зміщень у вогнищах землетрусів свідчить про горизонтальне розтягування земної кори. Для Рейнського грабену це становить близько 5 км, а для Байкальського – на порядок вище.

Найбільш істотною відмінністю між сучасними океанськими зонами рифтів (ОЗР) та континентальними зонами рифтів (КЗР) за наявності багатьох рис подібності між ними є те, що відносно товстіша і міцніша континентальна кора, хоча й утонюється при розтяжці (і де-не-де розривається), даючи вихід базальтовому вулканізму, все ж таки зберігає свою цілісність. На відміну від надр, що розверзаються, ОСР, з яких на поверхню твердої кори надходять породи верхніх шарів мантії, або, принаймні, розплавлена ​​суміш цих порід з породами руйнувань і асимілювань старої кори, в КЗР не відбувається новоутворень земної кори. Можливо, це означає, що сучасні КЗР є лише перша стадія освіти МСР і що в епоху народження, наприклад, Атлантичного океану справа також починалася з утворення в тілі Лавразії ланок КЗР, подібних до більш ранньої стадії Байкальської зони, а потім (на наступній тимчасовій стадії) Східно-Африканському рифту. Таким чином, з деяким застереженням Байкал можна називати зародком майбутнього океану. За теорією рифту на земній кулі існували і молодші аналоги Байкалу. Вважається, що один із них розташований на місці нинішнього Червоного моря, вздовж якого проходить Червономорська рифтова зона. У геологічному масштабі часу відносно недавно на місці Червоного моря існував великий прісноводний глибоководний басейн, який можна порівняти за площею, а то й у кілька разів перевершує Байкал. І тут спрацював хіба що протилежний варіант.

Дві сусідні літосферні плити Африканська та Індійська, пов'язані по зоні Червономорського рифту, почали повільно, зі швидкістю один-два сантиметри на рік, віддалятися одна від одної. Через це розширення і площа озерного басейну збільшувалася, тому що всі нові ділянки суші йшли під воду. І ось одного разу на місці нинішньої Баб-ель-Мандебської протоки остання ділянка суші, що відокремлює палеоозеро від Індійського океану, пішла під воду. Океан через Аденську затоку ринув у палеоозеро.

Було це близько дев'яти мільйонів років тому. Відбулося змішання океанічних та озерних вод та досить швидке осолонення останніх. Це викликало масову загибель прісноводної озерної фауни та заміну її морської. Нині Червоне море має площу 450 тисяч квадратних кілометрів, а глибина його трохи перевищує три кілометри. На земній кулі це одне з найсолоніших морів (20-40 відсотків). У межах Байкальської рифтової зони, крім самого Байкалу, існує низка великих сухопутних западин, виконаних четвертинними озерно-річковими відкладеннями. Серед них Тункінська, Баргузинська, Нижні Верхньо-Ангарські, Муйська, Чарська.

Одна з цих западин – Муйська, або Муйсько-Куандинська, – розташована на території Бурятії та Читинської області. Уздовж її бортів на висоті 850-860 метрів над рівнем моря (на 300-350 метрів вище за заплаву річок Муя та Вітім), ділянками простежується чітка лінія. На цій висоті до схилів гір іноді притулені терасоподібні уступи, складені добре окатаними озерними гравійно-гальковими та піщаними відкладеннями. Рівень озера відчував періодичні вагання. Іноді вода піднімалася до висоти 1000-1100 метрів над рівнем моря і, можливо, ще вищою. У цьому випадку озеро витягувалося на 260-265 км при ширині до 50-55 км. Глибина озера досягала, а можливо, і перевищувала 500-1000 метрів.

Сьогодні Муйська западина відокремлена невисокими перемичками від Чарської та Верхньо-Токської западин. Часом вода, мабуть, покривала ці перемички, і тоді виникав великий водний басейн, витягнутий у довжину більш як 500 кілометрів. Згодом річка Вітим проклала собі нове русло через Південно- та Північно-Муйський хребти та палеоозеро було осушено. На його місці залишилися піщані, а біля схилів гір – гравійно-галькові та валунно-галькові відкладення, що нині перемиваються водами річок Муя, Вітім та їх притоками.

Таким чином, значний відрізок Байкало-Амурської магістралі прокладено дном колишніх великих озер – стародавніх аналогів Байкалу. А існували ці озера відносно нещодавно – кілька десятків тисяч років тому.

У вивченні рифтових структур багато ще не з'ясовано та не вивчено. Чи є рифтоутворення процесом, властивим лише мезокайнозойським ерам? Чи виник цей процес лише у наступні 100-150 млн. років життя Землі, чи його частку слід віднести перетворення її лику й у більш ранні епохи? На ці питання ще не дано чітких відповідей.

Взагалі навіть такі геооб'єкти, як Дніпровсько-Донецька западина, центральна частина Московської синеклізи вважаються стародавніми рифтовими зонами (Гордасников, Троцький, 1966).

Процеси рифтоутворення слід розглядати як одну з характерних рис розвитку земної кори, що мала місце протягом усієї історії її життя. Вони зумовлені горизонтальним розтягуванням земної кори, що призводить до вертикального опускання. Блоків земної кори та підняття на денну поверхню речовини мантії.

У розвитку рифтових зон має місце певна стадійність. На першій стадії внаслідок підтікання розущільненої речовини мантії у земній корі утворюється куполоподібне або лінійно-протяжне підняття, потім за рахунок розтягування йде формування грабенових прогинів у найбільш піднятих їх частинах. На наступних стадіях рифтові зони можуть бути осьовими частинами більших опускань, або, у разі зміни розтягування стисненням, перероджуються в складчасті підняті споруди геосинклінального типу.

Поширення рифтових зон немає строго лінійного характеру. Окремі частини (елементи) взаємно зміщуються у поперечному напрямі по трансформним розломам.

Вивчення сучасних та стародавніх рифтових зон в океані та на континентах дозволить отримати ясне уявлення про будову та геологічну історію цих великих геологічних планетарних структур, а також про нафтогазоносність багатокілометрових осадових порід, що заповнюють багато рифтових западин. Озеро Байкал як щодо молода рифтова зона при її подальшому вивченні здатна надати ще більший матеріал для глибшого розуміння сутності геологічних, магматичних процесів у галузі рифтових зон.

Висновок

Отже, про рифтовий вигляд усієї Байкальської зони, в морфологічному та динамічному розумінні цього терміну, свідчать: густа мережа поздовжніх (головним чином) розломів, що розтинають докембрійський кристалічний субстрат; нова активність цих розломів, що збігається у часі з періодом активності розломів в інших рифтових системах земної кулі; круті (за геологічними та сейсмологічними даними) нахили зміщувачів розривів; найправильніша оцінка останніх як нормальних скидів; безпосередньо документовані, дуже молоді, голоценові і сучасні, вертикальні розривні зсуви, що свідчать про спрямований розвиток зони, що продовжується; типове для світових рифтових зон розщеплення єдиної системи розломів та западин на гілки; морфологія западин; нерівномірні прояви трахібазальтового вулканізму; склепінний характер загальної поверхні, що охоплює всю сукупність хребтів та опускань; високий рівень сейсмічності за нормальної глибини вогнищ землетрусів; нарешті, велика кількість виходів термальних глибинних вод, пов'язаних, мабуть, з високим положенням шару високих температур.

Регіональне тло, на яке накладено Байкальську рифтову зону, завдяки систематичному геологічному картуванню загалом вивчено набагато краще, ніж сама зона, і ця обставина визначає напрямок майбутніх досліджень. Оскільки сама рифтова зона - освіта неоген-четвертичне, питання новітньої та сучасної тектоніки, новітнього вулканізму, сейсмотектоніки та структурної геоморфології повинні зайняти належне їм місце поряд з геофізичними дослідженнями всіх видів та спеціальними геодезичними роботами (особливо в найбільш сейсмоактивах). Водночас уже зараз у межах названих загальних напрямів можуть бути визначені деякі спеціальні питання, без відповіді на які комплексне вивчення Байкальської рифтової зони не може бути суттєво розширено. Таке перше важливе питання - це історія накопичення вулканогенно-осадових формацій у межах рифтової зони. Якщо всі неоген-четвертинні формації тут мають бути зараховані до орогенних (Херасков, 1963), то серед них вже зараз можна виділити формації передорогенні або ранньоорогенні, що відносяться до інтервалу: верхній олигоцен - ранній пліоцен, і синорогенні, які, маючи на увазі інший загальноприйнятий специфічний зміст, що вкладається в цей термін, слід назвати рифтогенними. Освіта останніх почалося в середньому пліоцені і триває досі. Вони тісно пов'язані з рифтовими структурами, будучи їх «наповнювачами» і формуючись у прямому просторовому та генетичному зв'язку з рифтоутворюючими конседиментаційними розломами.

Всі ці формації, що мають складну будову, бідні на органічні залишки і доступні по всьому розрізу тільки буріння, ще ледь торкнулися вивченням як з точки зору стратиграфії, біостратиграфії, літології та геохімії, так і з точки зору розподілу їх у порожнинах рифтів, а також з різних стадіям розвитку останніх. Вони майже не досліджені в сенсі співвідношень з субстратом, що підстилає, і один з одним у різних ланках рифтового ланцюга; не зрозумілий характер успадкування рифтовими западинами басейнів накопичення ранньоорогенних формацій, невідомі причини нерівномірного розподілу та поєднання вулканічних утворень з осадовими відкладеннями; нарешті, ці формації дуже мало вивчені з погляду загальних палеогеографічних та палеогеоморфологічних реконструкцій для неогену та антропогену. Особливий інтерес представлятиме формаційний аналіз неогенових відкладень, що виконують поряд з власне рифтовими западинами мульди Вітімського плоскогір'я та Предбайкалля, що залишилися незайманими рифтовим процесом. Якщо можливість виділення особливого типу рифтогенних континентальних і морських формацій сама по собі досить зрозуміла, то їх діагностичні ознаки та розвиток у часі, а також наявність їх аналогів у дотретичній історії Землі становлять особливу проблему.

Друге надзвичайно важливе питання – встановлення дійсних дистальних та латеральних кордонів Байкальської рифтової зони. Якщо краї зони хрест її простягання більш-менш, хоч і не зовсім точно, визначені (є ознаки їх розширення в сучасну епоху), то області загасання західного і східного кінців зони встановлені недостатньо чітко. Можливо, що західний фланг зони упирається в древній Сангіленський масив (південно-східна Тува і суміжне Західне Прикосоголля) і останнім форпостом рифту тут служить Дархатська міжгірська западина. Це можливо ще й тому, що на захід і безпосередньо на південь від Сангіленського масиву лежить область западин центрально-азіатського типу, різко відмінного від власне рифтового (Байкальського), виключно сейсмоактивна і з іншим, ніж байкальський, механізмом новітнього гороутворення, проте з полями напруг у земній корі, подібними до таких у західному фланзі Байкальської зони.

Бібліографія

1. АН СРСР. Інститут географії Сибіру та Далекого Сходу. Природні умови та природні ресурси СРСР. Предбайкалля та Забайкалля. - М.: "Наука", 1965.
2. АН СРСР. Сибірське відділення. Наукова рада з тектоніки Сибіру. Тектоніка Сибіру. Том VII. Тектоніка Забайкалля та деякі спільні питання геологічних структур. - М.: "Наука", 1976.
3. Салоп Л. І. Геологія Байкальської гірничої системи. Том I. Стратиграфія. - М.: "Надра", 1964.
4. Салоп Л. І. Геологія Байкальської гірничої системи. Том ІІ. Магматизм, тектоніка, історія геологічного розвитку. - М.: "Надра", 1967.
5. Шагжиєв К. Ш., Ральдін Б. Л. та ін. Бурятія: природні ресурси. - Улан-Уде: Вид-во Бурятського державного університету, 1997.
6. Флоренсов Н. А. Байкальська рифтова зона та деякі завдання її вивчення - У сб.: Байкальський рифт. М., "Наука", 1968.

Як ставитися до наведених слів поета? Невже природа така проста, що насправді в ній все ясно і наука про природу - чиста помилка, штучне створення загадок, на вирішення яких людство витрачало стільки марних зусиль? Було б помилково думати, що Федір Іванович Тютчев не розумів, що таке наука і розкриття секретів природи недаремно. Справа в тому, що сама в собі, незалежно від людської свідомості, природа не містить, не може містити нічого загадкового. Суб'єктивне поняття загадковості виникає як наслідок недосконалості відображення людською свідомістю явищ природи. Подолання цієї недосконалості, прагнення щодо нього становлять шлях розвитку науки.

Загадки, секрети, таємниці природи для допитливої ​​людської свідомості - світ, сповнений романтики та незрівнянної привабливості. І в цьому сенсі природа не образила Східний Сибір. Вона створила Байкал як загадку нам, як закономірно-необхідне явище у розвитку земних надр.

Величезність і суворий характер Байкалу були загадкові для перших землепроходців, що вийшли до його берегів. Ця загадковість вирішилася у тому свідомості переконанням, що Байкал - це море. Нові та нові відкриття змусили відмовитися від визнання Байкалу справжнім морем. Так виникла нова загадка: що це таке, несхоже ні з моря, ні з найбільші відомі тоді науці озера? Слідували нові відкриття. І одразу ж з'являлися нові загадки. Вже в післявоєнний час у мові вчених з'явився новий термін, який мало що говорить масовому читачеві, - Байкальський рифт і Байкальська рифтова зона.

Байкал у XVII-XVIII ст. прославився як прісне море. У наступному столітті він став відомий усьому світу як глибоке Землі цілком прісне озеро. У першій половині нашого століття до нього прийшла слава замкнутого вогнища біологічного видоутворення, в якому виникли і розвинулися тільки йому властиві організми (ендеміки). У другій половині нашого століття Байкал прославився як єдина в Азії, причому виникла в глибині материка рифтова структура. Такою є своєрідна наукова «кар'єра» Байкалу. І що особливо чудово - у своїй останній ролі, у розкритті не-існував у природи, але не давав спокою науці «секрету» Байкалу, знайшли своє природне місце і землетруси, і вулканічні споруди, і саме розташування гір на півдні Східного Сибіру.

Згадаймо тепер ще раз про основні риси структури земної кори в Прибайкаллі. Тут стикуються давня Сибірська платформа і область такої ж давньої складчастості, що становить як би раму платформи, або, як часто кажуть, її південне обрамлення. Кордон між цими областями має досить простий контур, із двома «затоками» на південь - Іркутським та Алданським. Сибірська платформа має плоский або слабко хвилястий рельєф поверхні вододілів, але річкові долини її глибокі, з крутими схилами. Звідси інша, географічна назва платформи - Середньо-Сибірське плато. Його південний край всюди виражений досить різким уступом - переходом у гірську область Саян, Прибайкальських гір та Станового нагір'я. Загальна риса всіх цих гір - переважання масивних форм над різкими, гострими, потім - паралельність головних більш-менш відокремлених пагорбів (хребтів, ланцюгів) краю Сибірської платформи та помірні висоти, що не перевищують, як правило, 3000 м над рівнем моря. Чим далі на південь від північного краю гір, тим менший вплив цього краю на напрямок окремих великих височин, але все ж таки пологий вигин - перехід північно-західних «саянських» тягнень на північно-східні «байкальські» зберігається в загальному плані і в межах Монголії. Поблизу від лінії стику плато-гори, місцями віддаляючись від нього в глиб гір, а місцями підходячи до нього впритул, видно окремі знижені ділянки - внутрішньогірські (міжгірські) западини, що на перший погляд здаються просто сильно розширеними відрізками річкових долин. Зручні рівні місця в днищах цих западин, зрозуміло, насамперед привертали до них перших поселенців, в них зупинялися перші мандрівники, природа, що оточувала їх, насамперед, привертала до себе увагу. Тому міжгірські западини цього гористого краю історично виявилися першочерговими об'єктами геологічної науки. Одним із них, звичайно, найпершим, стала западина озера Байкал.

Перші мандрівники, серед них світила тогочасної науки (їх імена накреслені на карнизі Іркутського краєзнавчого музею), судили про ці просторі низинки серед гірських висот по-різному, але вже наприкінці XVIII століття деякі вчені бачили в них катастрофічні провали, спричинені глибинними силами, саме тими, що заявляють себе приватними місцевими землетрусами. Висловлювалися думки, що величезні опускання серед гір – наслідок вулканічних процесів. Дуже багато хто вважав, що це просто залишки величезних стародавніх річкових долин, а І. Черський вважав, що улоговина Байкалу - повільно заглиблюється і увігнута складка земної кори, що стискається.

У ХІХ ст. подібні великі міжгірські зниження були добре вивчені у Європі. У той час натуралісти різних країн багато про що почали судити за європейськими зразками. Було встановлено, що типова структура великих міжгірських понижень - грабен, тобто опускання поздовжньої ділянки земної кори між двома паралельними розломами-скидами. Подібні грабени стали потім знаходити майже у всіх гірських країнах, а їх зразком, прототипом залишався Рейнський грабен - опускання по скидах між гірськими масивами Шварцвальд і Вогези. З ним почали порівнювати і западину Байкалу. Цьому величезною мірою сприяв авторитет найбільшого дослідника Сибіру В. А. Обручова, який вважав, що «давнє тем'я» Азії на всьому своєму просторі розбито на окремі блоки, частиною опущені, частиною підняті, і на такому «структурному тлі» западина Байкалу була лише найбільшою і наймолодший.

Подальші дослідження показали, що міжгірські западини Прибайкалля і Північної Монголії утворюють деяку хіба що пов'язану протяжними розломами земної кори єдину систему, становлячи своїми ланками, т. е. окремими западинами, подібність ланцюга, що простяглася більш як 2000 км від оз. Хубсугул у Монголії до Південної Якутії. Раніше, ще на початку XIX ст., зазначене зовнішню подібність западин підказувало думку про геологічну спорідненість всіх ланок такого ланцюга, про близький час і подібний спосіб їх утворення. На початку нашого століття англійський геолог Дж. Грегорі описав подібну, за розмірами ще більш грандіозну систему подібних западин у Східній Африці, назвавши їх рифтовими долинами. Інший англійський геолог Б. Вілліс, досліджуючи западину Мертвого моря в Палестині, знайшов, що її крайові паралельні розломи, що її утворюють, суть не скиди, а скиди, або круті надвиги, якими стінки-грабени ніби стискають центральну опущену смугу. Таку структуру, на відміну рифта, він назвав рам-пом. Незабаром після цього і до западини Байкалу застосували модель рампа. Раніше, на початку нашого століття, геолог Львів вказав на схожість западини Байкалу з западиною іншого глибокого озера - Танганьїки в Африці. Нарешті, геолог Павловський, який також відзначав схожість западин Байкалу та Східної Африки, запропонував для всіх ланок Прибайкальської системи міжгірських опускань вдалу загальну назву «впадини байкальського типу».

Дуже різке піднесення геологічних досліджень у міждержавних западинах Прибайкалля відбулося в 50-ті роки у зв'язку з пошуками нафти та газу. Було пробурено кілька досить глибоких свердловин. Інститут земної кори, тоді просто Інститут геології Академії наук СРСР в Іркутську, впритул зайнявся геологією всієї цієї галузі. Були отримані важливі результати щодо западини Байкалу та її найближчих сусідок. Однак найважливіше полягало в тому, що саме в цей час на новій науково-технічній базі було проведено широкі міжнаціональні дослідження дна Світового океану і відкрито Світову рифтову систему. Це відкриття стало справжньою сенсацією і стало найважливішою віхою у розвитку наук Землю. Основу Світової рифтової системи складають серединно-океанічні хребти, пов'язані один з одним в єдину сітку, що ніби обплутує всю земну кулю. Серединно-океанічні хребти тяжіють до серединних (медіанних) частин океанів, але таке серединне становище займають не всі вони: найкраще воно видно в Атлантичному підводному хребті, особливо в його північній частині. Самі собою ці піднесення океанічного дна мало нагадують справжні хребти, які ми бачимо на суші. Це підняття з шириною основи в сотні до півтори тисячі кілометрів та відносною висотою до 3 км. Загальна довжина системи таких хребтів перевищує 70 000 км, а площа дорівнює площі всіх континентів. Різкі форми рельєфу виявлено лише у вершинних, гребеневих частинах хребтів. Вони створені, по-перше, ступінчастістю схилів, по-друге, наявністю глибоких та вузьких осьових западин скидного походження – рифтових «долин». Будучи підняттями тонкої (7-10 км) океанічної кори, підводні хребти відрізняються високими значеннями теплового потоку (до 3-10 мккал·см 2 с), сильним вулканізмом з виливами базальтових лав, сильною сейсмічності, присутністю уламків ультраосновних порід, що свідчать до поверхні дна мантійної речовини. Листівці та подальше вивчення Світової рифтової системи послужило поштовхом до створення гіпотези спредингу (розширення, розростання океанічного дна симетрично в обидва боки від серединних хребтів), а також гіпотези величезних – на тисячі кілометрів протягом геологічної історії – горизонтальних переміщень літосферних плит.

Однією зі своїх гілок Світова рифтова система виходить із Індійського океану на сушу, де й продовжується у вигляді, по-перше, величезної рифтової структури Червоного моря, по-друге, у вигляді Східно-Афрнканської зони континентальних рифтових западин. Що стосується Рейнського грабену і грабенів Байкальської зони, то вони за рядом ознак виявилися дуже близькими до океанічних рифтових ущелин, хоча прямого просторового зв'язку зі Світовою рифтовою системою не мають. Зрозуміло, що за своєї «сухопутності», доступності для всебічних досліджень, можливості безпосереднього, візуального знайомства та вже досить високої геологічної вивченості Рейнська, Байкальська та давно що була кандидатом в аналогічні структури земної кори Провінція Хребтів та Басейнів на Заході США стали предметом спеціального вивчення з Міжнародної програмі.

У 1966 р. в Іркутську, у стінах Інституту земної кори, відбулася виїзна сесія Наукової ради з вивчення земної кори та верхньої мантії АН СРСР під головуванням В. В. Білоусова. Було підбито підсумки зробленого по западині Байкалу та сусіднім подібним до неї структурам. Складено програму подальших досліджень. Організовано Байкальську секцію названої Наукової ради. Вивчення Байкалу як явища природи, обумовленого глибинними процесами, вступило у нову стадію.

Якщо тепер западини байкальського типу перетворилися на «рифтові долини» або просто на рифтові западини, то постало питання про їхнє ставлення до Світової рифтової системи. Байкальська рифтова зона здавалася цілком ізольованою, як би «закинутою» в глиб материка Азії, та ще й розмістилася вона на території, складеній стародавніми і частково Найдавнішими товщами гірських порід. Пора було перейти до вивчення можливими засобами та прийомами глибоких надр під усією рифтовою зоною. У цю Роботу включився Інститут геології та геофізики Сибірського відділення Академії наук Новосибірську, інші інститути Іркутського наукового центру, багато сибірські виробничі організації. На перший план висувалися, звісно, ​​геофізичні роботи. Про них докладніше скажемо нижче.

На рис. 7 зображено загальну схему Байкальської рифтової зони. На ній показані контури рифтових западин, поля поширення неоген-четвертинних вулканічних порід та основні, виражені в рельєфі розломи земної кори, а також контур Саяно-Байкальського зводового підняття (нагір'я) у межах ізогіпси (лінії рівних висот) 1500 м над рівнем моря. Все це основні параметри рифтової зони. На схемі видно, що рифтова зона в південній частині впритул прилягає до північного кордону Монголо-Сибірських гір і тим самим до південного кордону Сибірської платформи, а на північному сході відступає від цього кордону на південь. Вулканічні поля тяжіють до флангів рифтової зони, але Вітімське лавове плато зміщене на схід від неї. Байкал - головна центральна ланка рифтової зони - пов'язана з особливо потужними розломами земної кори. Дуже багато розломів на всьому просторі зони - результат розтріскування земної кори, що відбувався в неогені та четвертинному періоді, аж до наших днів. Майже всі її падини і Байкал, звичайно, теж більш менш асиметричні, північні і північно-західні борти у них коротші і крутіші за південні і південно-східні.

Всі рифтові западини виконані до тієї чи іншої глибини товщами опадів річкового та озерно-болотного. Подібні опади продовжують накопичуватись у них і тепер. Найкраще осадові товщі вивчені по південному краю улоговини Байкалу і в сусідній з нею на захід Тункінської западини, що пов'язано з пошуками нафти та глибоким бурінням у цих районах. З'ясовано, що накопичення наземних та водних опадів (а отже, і зародження рифтових западин) почалося ще у верхньому, можливо, і середньому палеогені і тривало протягом усього неогену та четвертинного періоду, тобто понад 25 млн. років. Як це зазвичай буває в материкових (а не морських) умовах, накопичення опадів відбувалося нерівномірно, у міру «зростання», тобто поглиблення та розширення рифтових западин. На західному фланзі рифтової зони накопичення опадів супроводжувалося неодноразовими виливами базальтових лав та викидами пірокластів, тобто уламкових вулканічних матеріалів. Про склад та будову таких потужних лінз опадів можна судити за рис. 5. Місцями як з обох боків, і у середніх частинах рифтових западин опади торкнулися розломами, зім'яті в невеликі складки.

Багато цікавих даних щодо накопичення опадів у сучасному глибоководному Байкалі отримано в останні десятиліття. Вони підтвердили його «молодість» і показали, що механізм накопичення опадів у ньому подібний до морського. До речі, кілька слів про глибини та рельєф дна Байкалу.

Величезна глибина Байкалу була відома, звичайно, ще першим насельникам Байкалу - бурятам, евенкам, куриканам і, можливо, більш давнім народам, які тут освоїли рибальство. Проміри за допомогою простого морського лота були проведені в минулому столітті, точніші - експедицією Дриженка на початку ХХ століття. Роботами Байкальської лімнологічної станції Академії наук найбільша глибина Байкалу була показана неподалік схід від острова Ольхон. Вона дорівнювала 1740 м. Однак пізніше, вже у 60-ті роки, Лімнологічним інститутом було здійснено спеціальні дослідження озера за допомогою ехолота та складено першу карту рельєфу дна Байкалу. Максимальна, знайдена приблизно в тому ж районі глибина Байкалу дорівнювала 1620 м. Вона і прийнята в даний час як найбільш достовірна. І незважаючи, так би мовити, на деяку «втрату очок», Байкал залишається серед прісноводних озер чемпіоном світу за своєю глибиною.

Карта донного рельєфу озера в цілому підтвердила припущення про те, що Байкал складається з трьох ясно відокремлених улоговин, що найглибша на них середня, що північно-західний підводний схил дуже крутий і ступінчастий, що південно-східний борт більш довгий і пологий, але має Дуже складний рельєф, що глибокі частини Байкалу є підводні рівнини, що на північний схід від північного краю острова Ольхон у напрямку приблизно до Ушканьих островів простягається підводна височина, названа Академічним хребтом, що, нарешті, підводні схили місцями бороздять. океан, глибокі каньйони. Проте роботи з вивчення озерного дна тривали. Нові та нові проміри по ехолотних профілях дозволили В. І. Галкіну створити скульптурну гіпсову модель западини Байкалу. Нарешті, об'єднаними силами Лімнологічного інституту та Інституту океанології Академії наук було проведено ще більш точні дослідження улоговини Байкалу, виконані шляхом прецизійного (високоткового) ехолотування, підводного фотографування та навіть безпосередніх спостережень із підводних апаратів «Пайсіс». Вони повністю підтвердили основні результати підводних робіт, але значно їх деталізували. І що чудово, у схемі, в ідеї нинішня структура западини Байкалу виявилася саме такою, якою геологи у 50-ті роки представляли та зображували її майже інтуїтивно. Ширина західного схилу западини виявилася всього 3-5 км, з крутими або стрімкими урвищами та дуже вузькими майданчиками окремих щаблів. Навпаки, ширина східного схилу набагато більша (25-30 км), він дуже нерівний, розбитий на численні блоки і поздовжніми, і поперечними розломами. З'ясувалося, що озерні опади, у тому числі наймолодші, торкнулися розломів, що особливо добре було видно біля підошви західного схилу, тобто у сфері впливу основного Обручівського розлому. Ще раз підтвердилося, що западина Байкалу - різко несиметрична рифтова структура, що продовжує свій розвиток.

Все, про що йшлося досі в цьому розділі, складає, так би мовити, зовнішню геологічну картину Байкальської рифтової зони та її центральної ланки – Байкальського рифту. Природа чітко показала нам основні їхні риси. Але ми не можемо цим задовольнятися, оскільки лише дуже поверхово (і в прямому, і в непрямому сенсі) можемо судити за наведеними матеріалами про походження, про причини та механізм утворення Байкальської рифтової зони. А ця зона - визнаний зразок, генотип континентальних рифтових зон взагалі. Спробуємо, наскільки це можливо, «заглибитись» у земну кору під рифтовою зоною.

І історично, і по суті, перше слово в пізнанні земної кори в Прибайкаллі належить сейсмології. Ще XVII столітті почав накопичуватися матеріал про тутешніх землетрусах, і зрозуміли, що Прибайкалля - район високої сейсмічності. У 30-ті роки у зв'язку з пошуками нафти на Байкалі у Південно-Східному Прибайкаллі стали проводити сейсмічне зондування, застосовуючи штучні збудники пружних коливань у верхніх шарах земної кори (вибухові пристрої). Великий розмах сейсмічне зондування на вирішення загальних завдань будови кори набуло у роки. Воно велося разом із новосибірськими академічними та іркутськими виробничими (розвідувальними) кадрами вчених. Ці роботи з великою достовірністю показали, що земна кора в Прибайкаллі підстилається шаром зі зниженою щільністю та в'язкістю, товщина якого під Байкалом 30-50 км. Цей так званий астеносферний (слабкий) шар у різних районах Землі залягає на різній глибині - до 200-300 км і, таким чином, між ним та підошвою земної кори зазвичай розташовується верхня частина мантії з нормальними значеннями щільності та в'язкості, що становить низи кам'яної оболонки. літосфери. Роботами методом ГСЗ було показано, що в Прибайкаллі швидкість в аномальному шарі поздовжніх сейсмічних хвиль 7,6-7,8 км/с, а в підстилаючій його «нормальної» верхньої мантії - 8,1-8,2 км/с. Ця різниця і є очна основа для судження про знижену в'язкість та щільність астеносферного шару. Далі ми побачимо, що порівняно мала глибина слабкого шару під Байкалом встановлюється й іншими методами.

Для вивчення місцевих землетрусів, епіцентри яких тяжіють до Байкалу та Байкальської рифтової зони загалом, Інститут земної кори організував цілу мережу (до 20) сейсмічних станцій. Густа мережа станцій дозволила дуже точно визначити місце розташування епіцентрів місцевих землетрусів і скласти їхню карту, яка постійно поповнюється матеріалом нових і нових землетрусів. Було з'ясовано, що вогнища, тобто місця розрядки сейсмічної енергії, що накопичилася, і тим самим джерела пружних хвиль у Прибайкаллі, знаходяться на порівняно малій глибині - до 15-20 км. Аналіз напруг у багатьох цих осередках, починаючи від південного Байкалу і до східного флангу рифтової зони, показав приблизно однакову картину: близькогоризонтальне розтягування, спрямоване хрест тектонічних і орографічних ліній і приблизно паралельне останнім, менш горизонтальне стиснення. У вогнищах землетрусів на захід від Байкалу вектори стиснення та розширення як би мінялися місцями. Така картина, як раніше було відомо, властива вогнищам землетрусів дуже сейсмічніша радянської Середньої Азії і всієї Центральної Азії. Ці дані мають дуже велике значення для розуміння сучасної механіки земної кори в Прибайкаллі. У 60-70-ті роки роботами Інституту земної кори було встановлено систематичні запізнення сейсмічних хвиль, що надходять від віддалених землетрусів, до станцій Прибайкалля. Вивчення цих явищ показало, що під усією Монгольсько-Сибірською гірською системою знаходиться величезна краплеподібна область розущільненої і, мабуть, перегрітої мантії, верхня межа якої під Байкалом підходить до підошви земної кори. При цьому виявилося, що горизонтальна проекція контуру «аномальної» мантії дуже близько покриває територію новітнього гороутворення високої, а місцями - у Західній Монголії - найвищої сейсмічності (до 11 балів), Байкальської рифтової зони, області поширення виходів гарячих вод і слідів. Ось наскільки сейсмічні методи просунули наші знання про будову надр Прибайкалля і сусідніх областей, ось наскільки уточнилася унікальна геологічна позиція западини Байкалу, а разом з нею і самого унікального озера!

Переглядаючи ці рядки, читачі можуть подумати, що сейсмічні дослідження в Інституті земної кори ведуться тільки для того, щоб розібратися в будові надр навколишньої території і наблизитися до розуміння механізму утворення Байкальської рифтової зони. Так, вони ведуться для цієї мети, але лише принагідно з основною роботою - вивченням сейсмічності Монголо-Сибірської гірської системи як однієї з важливих умов, важливих складових природної обстановки, в якій ми живемо, працюємо, будуємо. Результати Мондинського 1950 р., Муйського 3957 р., Середньобайкальського 1959 р. землетрусів разом із спостереженням виражених у рельєфі слідів стародавніх, доісторичних землетрусів і даними діючої сейсмічної служби зі Східного Сибіру і Монголії, а також з історичними відомостями матеріал упорядкування карти сейсмічного районування, роботи державного значення, виконуваної Інститутом земної кори багато років. Такі карти, в основі яких лежить сейсмостатистичний матеріал, що оцінюють з тією чи іншою ймовірністю сейсмічну небезпеку окремих територій, складаються в різних масштабах і мають, за твердженням, нормативне значення. Від них великою мірою залежить планування розміщення нових будівництв, типи конструкцій, види будматеріалів та розміри асигнувань. Ми бачили вище, що район центрального відрізка траси БАМа у проекті карти сейсмічного районування території СРСР у 50-ті роки оцінювався як цілком безпечний, а насправді, як показали роботи ІЗК, він лежить у тому районі Байкальського рифту, сейсмічність якого зараз, на підставі цілком об'єктивних даних оцінюється в 10 балів. Останніми роками вся траса БАМа, більша частина якої проходить у рифтовій зоні, отримала більш точну оцінку сейсмічної небезпеки.

Такі наукові завдання, як визначення глибин вогнищ місцевих землетрусів, механізми вогнищ, розподіл і щільність епіцентрів, повторюваність землетрусів у часі - це служить як науковим цілям, і вирішенню цілком конкретних практичних завдань. Зрушення наших знань у тому та іншому напрямку, зроблене останніми роками, дуже велике.

До землетрусів ми ще повернемося, а зараз коротко скажемо про звичайні геофізичні методи і про їх застосування на площі Прибайкалля.

Сутність геофізичних методів досліджень полягає у виявленні аномалій фізичних полів Землі (магнітного, гравітаційного, теплового та ін), тобто відхилень, що спостерігаються за допомогою спеціальних приладів, величин значень того чи іншого поля від нормальних значень. Геофізичні методи служать і на практиці пошуків корисних копалин і допомагають зрозуміти фізичні процеси в надрах Землі. Почнемо з аномалій гравітаційного поля у Прибайкаллі.

Ще на самому початку нашого століття під час гідрографічного опису та складання для потреб судноплавства лоції Байкалу було виявлено, що ширина Байкалу при визначенні астрономічним способом та способом тріангуляції виходила різною – у першому випадку вона була вже. Розгадка такого дивного, на перший погляд, явища була в тому, що виміри астрономічними методами не залежать від спрямування сили тяжіння, тоді як геодезичні виміри залежать від положення схилу. На берегах Байкалу виска відхилялася у бік гірських схилів, складених щільними - близько 2,7 г/см 3 - кристалічними породами. Вплинув і величезний обсяг води в Байкалі, щільність якої близька до 1. Тим самим вперше виявилися аномалії сили тяжіння на Байкалі, пов'язані з контрастами щільностей. У 30-ті роки гравіметричні роботи стали проводитися вже систематично, особливо у повоєнні роки. Усі вони пов'язані з пошуками нафти на Байкалі. Із самого початку тут очікувалося складне гравітаційне поле. На це ніби натякали складний гірський рельєф, величезна чаша води Байкалу, «невгамовність» сучасних рухів земної кори, що випливає як з високої сейсмічності, так і з прямих вимірювань методом повторного нівелювання по одним і тим же профілям. Так, виявилося, що зараз западина Байкалу продовжує опускатися щодо сусідніх хребтів зі швидкістю до 6 мм/рік. Картина гравітаційних аномалій була виявлена ​​справді складна, причому негативні аномалії сили тяжіння, на загальну думку, створюються тут не тільки водою, а й товщею пухких опадів на дні озера, щільність якої менша за середню щільність земної кори. Розрахунки дозволили оцінити товщину кайнозойських опадів у западині Байкалу, а також глибину поверхні кристалічного фундаменту, на якому вони лежать. Ця глибина – до 6000 м нижче рівня моря!

Враховуючи роль води та опадів у створенні негативних аномалій Байкалу, вчені дійшли висновку, що на великій глибині під ним повинні знаходитись породи підвищеної щільності, і на цій підставі було висловлено припущення, що земна кора під западиною Байкалу дещо тонша, ніж під сусідніми хребтами. і щільні породи верхньої мантії лежать відповідно ближче до земної поверхні. Це означає, що «недолік» маси у верхній частині кори компенсується глибинним надлишком, тобто западина приблизно ізостатично врівноважена. Земна кора плаває на мантії, утворюючи під Байкалом деякий пережим або, як кажуть металознавці, «шийку». Це припущення загалом підтверджено останніми даними глибинного сейсмічного зондування.

У Байкальській рифтовій зоні порівняно простим виявилося магнітне поле. На його загальному, близькому до нормального фону, виділено серію місцевих витягнутих аномалій. Джерела магнітних аномалій, як показали розрахунки, лежать у рифтовій зоні значно більш тонкому шарі (18 км), ніж під сусідньою Сибірською платформою (33 км). Як вважають, товщина такого шару визначається температурою близько 450°С (так звана точка Кюрі), вище за яку титано-магнетит втрачає свої магнітні властивості, виходить, що під рифтовою зоною ізотерму 450° лежить на майже вдвічі меншій глибині, ніж, скажімо, у внутрішньої частини Іркутського амфітеатру.

Дуже важливі дані принесло магніто-телуричні зондування в Прибайкаллі - один із методів вивчення електропровідності надр. Було показано існування у мантії під Прибайкаллем шару підвищеної провідності, верхня межа якого під рифтовою зоною знаходиться на глибині 40-50 км, а в сусідніх районах платформи на глибині близько 100-120 км. Як це випливає з дослідів над силікатними породами (а ними складено мантію), подібне підвищення електропровідності досягається при температурі близько 1200°С. Звідси випливає, що шар такої температури також значно вище, під рифтовою зоною. Згадаймо тепер про численні сліди дуже молодого вулканізму в Прибайкаллі, описаних вище, а також про численні виходи тут гарячих джерел, які разом прямо вказують на підвищений розігрів надр під Байкальською рифтовою зоною.

На початку книги ми вже зазначали, що глибинний тепловий потік на Байкалі помітно підвищено. Спеціальними вимірами встановлено, що лінійно витягнуті теплові аномалії у западині Байкалу охоплюють не всю його площу, а зосереджені у вузьких лінійних зонах розломів. Величина питомого теплового потоку в них у два-три рази вище за середній для континентів і досягає 3 мккал см 2 /с. Отже, тут говорить про те, що під рифтовою зоною розташовується потужне глибинне енергетичне джерело, виявлене в останнє десятиліття сейсмічними методами. Повернемось до нього ще раз.

Явище аномальної мантії Півдні Східного Сибіру виявили, а краще сказати,- було запідозрено через систематичного запізнення у часі приходу сейсмічних хвиль, збуджуваних землетрусами, до сейсмічним станціям Прибайкалля. Читачі тут мають право запитати: що означає запізнення сейсмічних хвиль і хіба існує їхній «розклад»? Так, такий розклад існує для кожного землетрусу, що знову виникає, і його порушення означає, що на тому чи іншому відрізку шляху сейсмічних коливань їх, так би мовити, нормальна для даних глибин швидкість змінилася в той чи інший бік. У фізичній сейсмології існує надзвичайно важливе поняття - годограф, тобто графік залежності часу приходу хвиль на станцію, що реєструє, від відстані до вогнища. Величезна кількість спостережень за швидкостями сейсмічних хвиль на різних глибинах Землі при землетрусах у всьому світі та знання середніх швидкостей у різних оболонках планети (самі оболонки та їх межі були встановлені сейсмічними методами) і дозволило мати теоретичний розклад приходу сейсмічних хвиль у ту чи іншу точку земної поверхні . Сам факт такого запізнення не може не означати змін властивостей середовища, через яке проходить хвиля, тобто вказує на аномалію середовища в деякому її обсязі. Відновлюючи, наприклад, графічний хід сейсмічних хвиль, можна таким чином приблизно уявити форму і розміри аномальної мантії. Передбачається, що зниження швидкості сейсмічних хвиль пов'язане з частковим плавленням речовини мантії, якою хвилі проходять і, отже, зі зменшенням його середньої щільності. А якщо це так, то маси зі зниженою щільністю повинні «спливати» вгору крізь мантію з нормальною густиною. Спрацьовує закон Архімеда. Але порівняно легке (менш щільне) речовина мантії, піднімаючись нагору, неспроможна нести у собі великого запасу тепла, захопленого з великих глибин. Приймаючи всі ці припущення, які анітрохи не суперечать фізичним законам, можна було дати схему аномальної мантії під рифтовою зоною та її околицями (рис. 8). У такому вигляді аномальна мантія підпирає під Байкалом саму підошву кори, а на південному заході поринає на глибину 700 км і більше (рис. 9).

Отже, виходить, що проходження рифтової зони та її головної ланки - Байкалу - пов'язане з існуванням у глибоких надрах цього району Азії потужного джерела теплової енергії. Оскільки початок утворення рифтової зони збігається з кінцем палеогену чи початком неогену, те й початок наближення аномальної мантії до земної кори може бути датований у цьому районі приблизно 25 млн. років.

Настав час підсумувати наведені в цьому нарисі дані і постаратися уявити, яким чином утворилася або могла утворитися Байкальська рифтова зона, а за її зразком інші континентальні рифтові зони.

Вихідним є положення про те, що в товщі планети, а саме - на межі мантії та земного ядра - відбувається якась сепарація речовини за щільністю (що досягає на цих глибинах, як пам'ятаємо, 5,9 г/см 3) і починається повільний підйом менш щільних мас до поверхні планети. З плином часу, пройшовши через всю товщу мантії, тобто майже 3000 км, порції речовини зниженої щільності, що складається з суміші тугоплавкого перидотиту і розплавленого (виплавленого з перидотиту) базальту, накопичуються під земною корою і піднімають її, викликаючи тим самим початок процесу земної поверхні. Утворюється склепене підняття кори, розміри якого, очевидно, залежатимуть від обсягу глибинної речовини, що накопичилася під нею. Процес підняття і гороутворення при підтоці під кору мантійної речовини щодо низької щільності може тривати лише доти, поки не буде досягнуто ізостатична рівновага, тобто до настання моменту, коли вага зводового підняття компенсує виштовхувальну силу. Але така рівновага «по вертикалі» ще не означатиме, що настала повна механічна рівновага у всій системі і процес закінчено. Справа в тому, що речовина аномальної мантії, що накопичилася під корою, повинна розтікатися в сторони, підкоряючись принципу прагнення до мінімуму гравітаційної енергії. Так, наприклад, шматок вару, покладений на горизонтальну площину, неминуче розтікатиметься в сторони. Розтікання мантійної речовини створює за рахунок в'язкого тертя сили, що розтягують, в земній корі під склепінним підняттям. До розтягуючих сил додаються ще сили, спрямовані вздовж схилів склепінного підняття - кора, як усяке тіло на похилій площині, прагнутиме зісковзнути зі схилів опуклості мантії. З іншого боку, розтягнення повинно призводити до розкриття тріщин древніх розломів у земній корі і до утворення нових розломів, а тим самим виникає можливість впровадження в тріщини розломів речовини аномальної мантії, її охолодження, кристалізації та перетворення на ультраосновні породи, що виконують тріщини. Разом з тим, віддаючи тепло навколишньому середовищу, мантійна речовина нагріватиме кору в обмеженому обсязі, що прилягає до розлому. У свою чергу, у розігрітому обсязі кори зменшиться в'язкість речовини та збільшиться її здатність до розтягування. Якщо весь цей процес піде Широким фронтом (у корі відкриються численні тріщини розломів, і в них впровадяться численні мантійні тіла), то в цілому земна кора розтягуватиметься над виступом мантії, отже, і викрадатиметься. Поверхня Землі над таким виступом є рифтовою западиною з усіма її атрибутами. Викладена гіпотеза (її головний автор - професор Ю. А. Зорін), як бачимо, є інтерпретацією встановлених фактів у рамках загальної ідеї. У неї вписуються і її обґрунтовують і геологічні дані (широкий розвиток розломів - в першу чергу), і дані про зовнішній рельєф рифтової зони, і дані сейсмічності, особливо висновок про переважання поперечних структур рифтової зони сил розтягувань в осередках землетрусів, і дані про запізнення сейсмічних хвиль під земною корою, спостереження над геофізичними полями, словом, весь сучасний науковий матеріал Байкальської рифтової зони. На рис. 7 схема будови Байкальського рифту зображена графічно. У принципі вона придатна пояснення походження та інших континентальних рифтів.

Отже, передбачається, що сили, що розтягують, діють у всьому склепінному піднятті, але вони деформують земну кору там, де вона особливо сильно ослаблена тріщинами, розігріта впровадженнями речовини мантії. Після охолодження кори її пластичне, тобто без розломів, розтяг може змінитися утворенням у тонкій частині кори нового розлому, і тоді весь процес повториться. Тривале (мільйони років) утворення рифтової западини, ймовірно, і полягає у чергуванні фаз виникнення відкритих тріщин і фаз розтягування без розривів після впровадження тріщин мантійного розплаву. Все це, звичайно, протікає непросто і хоча б тому, що у верхній, менш прогрітій і, отже, більш тендітній частині кори розтягнення повинно ускладнюватися утворенням нових розломів, що не йдуть на глибину і затухають в області кори, що більш розігріта і пластично деформується. Отже, такі розломи (на відміну від інших - глибинних і надглибинних, що розділяють, наприклад, цілі літосферні блоки, або плити) працюватимуть тільки у верхній частині кори. І справді, осередки землетрусів у Байкальській та інших рифтових зонах, безсумнівно, пов'язані з коровими розломами, лежать переважно на невеликих глибинах – до 15-20 км.

Залишається ще одне питання. Склепіння і рифтова западина на ньому - у певному сенсі протилежні явища, що діють як би назустріч один одному. Адже розпливання мантійної речовини в сторони під склепінним підняттям має вести до її зниження, а потім і до знищення. Насправді ж рифтові западини і на суші, і в океані майже незмінно пов'язані з великими склепіннями. Такий і байкальський рифт. Сучасні геофізичні виміри показують, що хребти навколо рифту продовжують підніматися, а западини опускатися. Як це пояснити з погляду механізму ркфтообразования у вигляді, як він викладено нами? Очевидно, вся справа тут у постійній притоці під земну кору речовини аномальної мантії та відновленні таким чином висоти склепіння.

Що ж, чи можна тепер сказати, що загадка Байкальського рифту, а з ним і загадка утворення інших рифтових зон Землі, що мають багато спільних рис, успішно і до кінця вирішена? Звичайно, цього сказати не можна, що, однак, жодним чином не має розчаровувати нас. Насправді, з узагальнення геологічних і геофізичних обширних і різноманітних матеріалів може випливати намальована модель Байкальського рифту. При її побудові були використані переважно фізичні дані, а процес утворення склепіння та рифтової западини на його вершині малювався лише як механічні деформації. Але в земній корі та верхній мантії відбуваються складні фізико-хімічні процеси, істота та результати яких не можуть вважатися повністю вивченими. Адже йдеться про поки що недоступні і непрозорі надра планети, і як не різноманітні і не витончені непрямі методи їх пізнання, багато труднощів ще далеко не подолано.

Байкальська рифтова зона залишається ще багато в чому невирішеною загадкою, і якщо, за Тютчевом, вона насправді дуже проста, то природа продовжує приховувати її простоту за складними огорожами. А спокуса, про яку писав Тютчев, і є прагнення пізнати саму простоту, хоча б мимоволі складними і важкими шляхами.

Рифтогенез (рифтінг)– геотектонічні процеси, що призводять до утворення рифтів (rift – розселина, ущелина). Це можуть бути: 1 – диференціальні рухи блоків – під час підняття крайових частин великих брил уздовж давніх розломів виникають блоки, що відстають у своєму русі від цих брил і створюють зони рифтів; 2 – зони розтягування, що виникають при горизонтальному різноспрямованому переміщенні брил; 3 – зони розтягування і просідання над великими аркогенними (піднімаються) структурами; 4 – зони розтягування, що утворюються на початкових стадіях розколу літосферних плит на континентальній (контролюються скидами) або океанській корі (контролюються роздуваннями) над висхідними плюмами.

Всі варіанти механізму континентального рифтогенезу передбачають локальне потонання кори під дією напруг, що розтягують, з проявом: системи нормальних і пологих симетричних і асиметричних (по відношенню до осьової частини структури) скидів; системи грабенів над вершиною великого склепіння (мантійного діапіра чи аркогену); супутнього інтенсивного магматизму (рис. 7.18). Океанський рифтогенез із позицій тектоніки літосферних плит називається ще спредінгом. Основу його становить роздвиг за допомогою магматичного розклинювання, яке може розвиватися як продовження континентального рифтогенезу. Водночас сучасні рифтові зони Тихого та Індійського океану закладалися на океанській літосфері у зв'язку з перебудовою руху плит та відмирання більш ранніх рифтових зон.

Рифтогенна структура (рифт) (від англ. rift - розщелина, ущелина) - лінійно витягнута на кілька сотень км (нерідко >1000км) щілинноподібна або рівноподібна структура глибинного походження. Ширина Р.С. від 5 км. до 400 км. Виділяються Р.С. – внутрішньоконтинентальні (Східно-Африканський, Байкальський та ін.), міжконтинентальні (Червономорський та ін.) та внутрішньоокеанські або серединноокеанічні(Атлантичний, Тихоокеанський та ін.). Їх характерні умови розтягування (розсування), інтенсивний магматизм (інтрузивний і эффузивный) і «пригнічений» седиментогенез.

Внутрішньоконтинентальнірифти є системою грабенів, обмежених нормальними скидами. Дно грабенів зайняте озерами або заповнюється грубоуламковими опадами. Магматичні прояви відомі як усередині, і поза грабенів (в бортах). Це лужні та лужно-олівінові базальти (з мантійними мітками), платобазальти (схожі на трапи), карбонатити, вулканіти кислого складу та ін. Серединноокеанічнірифти присвячені серединноокеаническим хребтам (СОХ) і утворюють єдину світову систему довжиною близько 80 тисяч кілометрів. Вони мають сильно розчленований рельєф з відносним перевищенням до 2 км. У них утворюється незначна кількість глибоководних опадів, подушкові лави базальтів та рої дачок.

У межах Кольського регіону до внутрішньоконтинентальних палеорифтогенних структур ранньопротерозойського віку віднесена Печенга-Імандра-Варзузька структура. Ряд дослідників вважають, що вона переживала в людиковії океанічну стадію (тобто розвивалася як серединноокеанічний рифт).

У кількох районах земної поверхні серединно-океанічні хребти впритул підходять до околиць континентів. В одних місцях вони на стику з материковою околицею загасають, а в інших вони «зламують» околицю материка і навіть проникають углиб його. Так, відгалуження Східно-тихоокеанського підняття – хребти Кокосі Карнегі, Чилійське підняття –не виявляють очевидного продовження на континенті.

Хребет Гаккелянайпівнічніша ланка планетарної системи серединно-океанічних хребтів – втрачає геоморфологічну вираженість з наближенням до підводної околиці Азії і морфологічно не простежується на шельфі. Спроби простежити продовження рифтових зон серединно-океанічних хребтів на просторах Якутії не призвели до переконливих результатів.

Зчленування Східно-тихоокеанського підняття та західної околиці Північної Америки.Рифтова зона Східно-тихоокеанського підняття,за даними американських авторів, продовжується в західній частині США та Канади. Вузький грабен Каліфорнійської затокирозглядається як велика рифтова долина чи рифтова зона. Від вершини затоки на північ система рифтів розгалужується. Одна гілка – широко відома система розломів Сан-Андреас –визначає тектоніку та нову геологічну структуру прибережної Каліфорнії. . Власне зона розломів Сан-Андреас (її північний відрізок: – розлом Сан-Беніто)поблизу мису Мендосіно знову йде в океан. З її подальшим океанським продовженням пов'язані крайні ланки системи серединно-океанічних хребтів – підводні хребти Горда, Хуан-де-Фука, Експлорер.Інша гілка розвинена цілком у межах материка. Вона охоплює рифти Ютата їх подальше продовження – рифтову систему Скелястих гір, простежену до кордону Аляски.

Розвиток розломів, пов'язаних з рифтовими зонами заходу Північної Америки, відбувалося більш-менш згідно з основними розтягуваннями мезозойських структур, що утворюють головну частину гірських споруд цього регіону Північноамериканського материка. Рифтогенез «оновив» древні структури, підкреслив їх виразність у рельєфі, але викликав скільки-небудь значної перебудови загального структурного плану території.

Зчленування Серединно-Атлантичного хребта та Ісландії.

Серединно-Атлантичний хребет на відрізку між хребтами Кольбейнсейі Рейк'янесперетинає Ісландії. У світлі сучасних даних Ісландія – околиця континентальний масив, у серединній частині істотно перетворений рифтогенезом. У рельєфі острова ця зона виражена у вигляді великої тектонічної депресії, ускладненої серією рифтових ущелин і гірських гребенів, що розділяють їх, гряд, складених застиглими при тріщинних виливах лавами, зяючими тектонічними тріщинами і великими вулканами (більше 2).

За сучасними даними розріз земної кори в районі Ісландії подібний до розрізу континентальної кори, але відрізняється дуже потужним «базальтовим» шаром (сейсмічні швидкості 6,6 – 7,0 км/с), присутністю шару підвищеної щільності (до 7,5 км/с ), глибоким заляганням поверхні Мохоровичича (до 50 км) та сильно редукованим «гранітним» шаром.

Аденський рифт.

Нижче вивчено зчленування системи серединно-океанічних хребтів з Африкансько-Аравійською материковою платформою. Аравійсько-індійський хребетпісля перетину його зоною розломів Оуензазнає сильного зрушення на північ (приблизно на 250 – 300 км). Західніше зони розломів простежується Аденський рифт.Морфологічно він виражений Аденською затокою.

Рельєф дна затоки дуже розчленований. Шельф практично відсутній, якщо не вважати дуже вузькою прибережною мілини вздовж головним чином Аравійського узбережжя. Круті борти розсуву глибині 1000 – 2000 м змінюються дном западини затоки. Рельєф його характеризується рифтовими долинами, що чергуються, і хребтами північно-східного простягання. Глибока западина розташована при вході в затоку. Це западина Алула-Фартакз глибиною 5360 м. Потужність опадів у западині невелика, але подекуди сягає 500 м, на поверхні це переважно форамініферові мули. Гребені рифтових хребтів сплощені і нерідко немає опадів. Тут оголюються базальти та діабази.

Дно затоки відрізняється високим ступенем сейсмічності. Особливо багато епіцентрів землетрусів посідає рифтові долини та його поперечні розломи. Усі осередки землетрусів перебувають у глибині трохи більше 60 км. З'ясовано, що на глибині 3 – 4 км. залягає покрівля «базальтового шару», який на глибині 8 – 10 км. підстилається поверхнею Мохоровичича. Верхня частина розрізу, як це частково показали і наступні дані глибоководного буріння, виражена осадовим та другим сейсмічним шарами. Відсутність «гранітного» шару в розрізі земної кори Аденської затоки пояснюється розсуненням континентальних мас Аравійського півострова та Африки та формуванням нової океанічної кори при утворенні ювенільного та надзвичайно активного серединно-океанічного хребта.

Червономорський рифт.

У західного закінчення Аденської затоки відбувається розгалуження рифтової зони. Тут розташована велика вулканічна область Афар,оконтурена серією розломів, що має вигляд трикутника, заповненого лавовими полями та товщами молодих ефузивів четвертинного віку. На південь від Афара простягається Ефіопський рифт -найпівнічніша ланка великої та складно побудованої системи Східно-африканських рифтів. З цією системою пов'язаний сучасний і четвертинний вулканізм Східної Африки, до неї належать найглибші рифтові озера Танганьїка, Ньяса, Рудольф, Альберт.

На північний північний захід від області Афар простягається Червономорський рифт,виражений у рельєфі западиною Червоного моря. На відміну від Аденської затоки Червоне море має добре розвинену прибережну мілину, яка на глибині 100 – 200 м змінюється чітко вираженим уступом, морфологічно подібним до уступу материкового схилу. Завдяки численним кораловим спорудам прибережна обмілина має розчленований рельєф.

Більша частина дна западини Червоного моря лежить в інтервалі глибин від 500 до 2000 м. Над хвилястою донною рівниною височіють численні окремі підводні гори, острови та підводні гряди, місцями чітко простежується серія сходів, паралельних околицям моря. Уздовж осі западини проходить вузька глибока борозна, яка й сприймається як серединна рифтова долина Червоного моря. Максимальна глибина її – 3040 м. У кількох западинах у долині відкриті потужні виходи ювенільних вод із температурою до 56,5° З повагою та солоністю до 257 ‰. Дно западин складене зціментованими опадами з дуже високими концентраціями різних металів (міді, цинку, олова, срібла, золота, заліза, марганцю, ртуті).

Дані геофізичних та геохімічних досліджень свідчать про відсутність «гранітного» шару в межах осьової борозни Червоного моря. Це, як і ступінчастість дна головної западини Червоного моря, пов'язують із роздвигом рифту та «дрейфом» Аравії та прилеглої частини Африканської платформи. На шельфі та на ближніх до материка щаблях дна головної западини виявлено гранітний шар. Таким чином, роздвиг на місці Червоного моря значно менший, ніж в Аденській затоці.

У північній частині Червоного моря рифтова зона знову розгалужується, утворюючи короткий (до 300 км.) Суецький рифт,відповідний однойменній затоці, та рифт затоки Акаба,який продовжується на північ у вигляді грабену Мертвого моряі Левантійські рифти.

Мал. 5.1. Глобальна система сучасних континентальних та океанських рифтів, головні зони субдукції та колізії, пасивні (внутрішньоплитні) континентальні околиці.
Рифтові зони: Серединно-Атлантична (СА), Американо-Антарктична (Ам-А), Африкано-Антарктична (Аф-А), Південно-Західна Індоокеанська (ЮЗІ), Аравійсько-Індійська (А-І), Східно-Африканська (ВА) ), Червономорська (Кр), Південно-Східна Індоокеанська (ЮВІ), Австрало-Антарктична (Ав-А), Південно-Тихоокеанська (ЮТ), Східно-Тихоокеанська (ВТ), Західно-Чилійська (34), Галапагоська (Г), Каліфорнійська (Кл), Ріо-Гранде - Басейнів та Хребтів (БХ), Горда-Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена-Гаккеля (НГ, див. рис. 5.3), Момська (М), Байкальська (Б), Рейнська (Р). Зони субдукції: 1 – Тонга-Кермадек; 2 – Новогебридська; 3 – Соломон; 4 – Новобританська; 5 – Зондська; 6 – Манільська; 7 - Філіппінська; 8 – Рюкю; 9 - Маріанська; 10 - Ідзу-Бонінська; 11 – Японська; 12 - Курило-Камчатська; 13 – Алеутська:, 14 – Каскадних гір; 15 – Центральноамериканська; 16 – Малих Антил; 17 - Андська; 18 – Південних Антил (Скотія); 19 - Еолова (Калабрійська); 20 - Егейська (Критська); 21 – Мекран.
а - океанські рифти (зони спредингу) та трансформні розломи; б – континентальні рифти; в - зони субдукції: острівні та окраїнно-материкові подвійна лінія); г – зони колізії; д – пасивні континентальні околиці; е – трансформні континентальні околиці (у тому числі пасивні); ж - вектори відносних рухів літосферних плит, за Дж. Мінстером, Т. Джорданом (1978) та К. Чейзу (1978), з доповненнями; у зонах спредингу – до 15-18 см/рік у кожну сторону, у зонах субдукції – до 12 см/рік

Мал. 5.2. Геометрична правильність розміщення глобальної системи сучасних рифтів щодо осі обертання Землі, за Є.Є. Мілановському, А.М. Никишину (1988):
1 - кайнозойські рифтингові осі, головним чином активні; 2 – океанська літосфера кайнозойського віку; 3 - те саме, мезозойського віку; 4 – області з континентальною літосферою; 5 - конвергентні межі
Мал. 5.3. Південно-східне закінчення океанської рифтової зони Нансена - Гаккеля і сейсмічно активні розлами, що продовжують її, розділяють Євразійську і Північно-Американську літосферні плити. По Л.М. Парфьонову та ін. (1988). Внизу - фокальні механізми сейсмічних вогнищ на цій активній межі, по Д. Куку та ін. (1986):
1 – зони спредингу (НГ – зона Нансена-Гаккеля); 2 - глибоководні жолоби (зони субдукції); 3 – трансформні розломи; 4 - скиди; 5 - скиди та зрушення; 6 - зони розсіяного рифтингу; 7 - рух літосферних плит та мікропліт; 8 – фокальні механізми сейсмічних вогнищ; 9 - суша в межах Євразійської (а) та Північно-Американської (б) плит. Літосферні плити та мікроплити: ЕА – Євразійська; СА – Північно-Американська; Т – Тихоокеанська; ЗБ – Забайкальська; Ам – Амурська; Ох - Охотоморська

Сучасна тектонічна активність розподілена вкрай нерівномірно і зосереджена головним чином межах літосферних плит. Двом головним видам цих кордонів (див. гл. 3.1 відповідають і головні геодинамічні обстановки. На дивергентних кордонах розвивається рифтогенез, якому присвячена цей розділ, тут же ми розглянемо активність трансформних кордонів, оскільки вони пов'язані в першу чергу з рифтовими зонами океанів. Конвергентна взаємодія плит виражається субдукцією, обдукцією та колізією (див. гл. 6.) Відомості про порівняно слабкі, але важливі за своїми геологічними наслідками внутрішньоплитні тектонічні процеси будуть дані в розділі 7.

Терміном рифтова долина(англ., rift - ущелина) Дж. Грегорі наприкінці минулого століття позначив обмежені скиданнями грабени Східної Африки, що утворюються за умов розтягування. Згодом Б. Вілліс протиставив їх рампам - грабенам, затиснутим між зустрічними скидами. Поняття, що мало спочатку головним чином структурний зміст, надалі, особливо в останні десятиліття, збагачувалося уявленнями про геологічні умови і ймовірні глибинні механізми формування цих лінійних зон розтягування, про характерні магматичні та осадові утворення і, таким чином, наповнювалося генетичним змістом. Складалося сучасне розуміння рифтогенезу, яке чверть століття тому увійшло концепцію тектоніки плит як із найважливіших її елементів. При цьому виявилося, що більшість рифтових зон (у новому, широкому їх розумінні) знаходиться в океанах, проте там рифти як структури, контрольовані скидами, мають підлегле значення, а головним способом реалізації напруг, що розтягує, служить роздвиг.

5.1. Глобальна система рифтових зон

Більшість сучасних рифтових зон пов'язані між собою, утворюючи глобальну систему, що простяглася через континенти та океани (рис. 5.1). Усвідомлення єдності цієї системи, що охопила всю земну кулю, спонукало дослідників шукати планетарні за своїм масштабом механізми тектогенезу та сприяло народженню «нової глобальної тектоніки», як наприкінці 60-х називали концепцію тектоніки літосферних плит.

У системі рифтових зон Землі більша її частина (близько 60 тис. км) знаходиться в океанах, де виражена серединно-океанськими хребтами (див. рис. 5.1), їх перелік дається в гол. 10. Ці хребти продовжують один одного, а в кількох місцях пов'язані між собою «потрійними зчленуваннями»: на з'єднаннях Західно-Чилійського та Галапагоського хребтів зі Східно-Тихоокеанським, на півдні Атлантичного океану та в центральній частині Індійського. Перетинаючи кордон із пасивними континентальними околицями, океанські рифти продовжуються континентальними. Такий перехід простежений на південь від потрійного зчленування Аденського та Червономорського океанських рифтів з рифтом долини Афар: уздовж неї з півночі на південь океанська кора виклинюється і починається континентальна Східно-Африканська зона. В Арктичному басейні океанський хребет Гаккеля триває континентальними рифтами на шельфі моря Лаптєвих, а потім складною неотектонічною зоною, що включає Момський рифт (див. рис. 5.3).

Там, де серединноокеанські хребти підходять до активної континентальної околиці, вони можуть поглинатися в зоні субдукції. Так, біля Андської околиці закінчуються Галапагоський та Західно-Чилійський хребти. Інші співвідношення демонструє Східно-Тихоокеанське підняття, над продовженням якого на насунутій Північноамериканській плиті утворився континентальний рифт Ріо-Гранде. Подібним чином океанські структури Каліфорнійської затоки (що являють собою, мабуть, відгалуження головної рифтової зони) продовжуються континентальною системою Басейнів та Хребтів.

Відмирання рифтових зон простягання носить характер поступового згасання або буває приурочено до трансформного розлому, як, наприклад, на закінчення хребтів Хуан-де-Фука та Американо-Антарктичного. Для Червономорського рифту закінченням служить Левантійський зсув.

Охоплюючи майже всю планету, система рифтових зон кайнозою виявляє геометричну правильність і певним чином орієнтована щодо осі обертання геоїду (рис. 5.2). Рифтові зони утворюють майже повне кільце навколо Південного полюса на широтах 40-60° і відходять від цього кільця меридіонально з інтервалом близько 90° трьома поясами, що затухають на північ: Східно-Тихоокеанським, Атлантичним та Індоокеанським. Як показали Є.Є. Мілановський та А.М. Нікішин (1988), можливо, з деякою умовністю намічено на відповідному місці і четвертий, Західно-Тихоокеанський пояс, який простежується як сукупність задукових проявів рифтогенезу. Нормальний розвиток рифтового поясу тут був пригнічений інтенсивним західним усуненням та субдукцією Тихоокеанської плити.

Під усіма чотирма поясами до глибин у перші сотні кілометрів томографія виявляє негативні аномалії швидкостей та підвищене згасання сейсмічних хвиль, що пояснюють висхідним струмом розігрітої речовини мантії (див. рис. 2.1). Правильність у розміщенні рифтових зон поєднується з глобальною асиметрією як між полярними областями, так і щодо Тихоокеанської півкулі.

Закономірне та орієнтування векторів розтягування у рифтових зонах, переважають близмеридіональні та близширотні. Останні максимальні в приекваторіальних областях, спадаючи вздовж хребтів як у північному, і у південному напрямі.

Поза глобальною системою перебувають лише деякі з великих рифтів. Це система Західної Європи (що включає Рейнський грабен), а також системи Байкальська (рис. 5.3) та Фенвей (Шаньсі), приурочені до розломів північно-східного простягання, активність яких, як вважають, підтримується колізією континентальних плит Євразії та Індостану.