Байкальская рифтовая зона - дивергентная граница, расположенная в районе озера и Восточных Саян. Её центральная часть располагается под озером. Здесь происходит расхождение земной коры. На западе рифта расположена Евразийская плита, а с востока его ограничивает Амурская плита, движущаяся от рифта в сторону Японии со скоростью около 4 мм в год.
Общие сведения
Как и в других дивергентных зонах, земная кора Байкальского рифта утончается и магма очень близко подходит к поверхности земли. Горячие источники присутствуют как на дне озера, так и на поверхности. Однако признаков вулканической активности в непосредственной близости от береговой линии озера не обнаружено. В относительно недавнее время вулканизм проявлялся неподалёку от озера и вероятно связан с рифтовой зоной. Это вулканические зоны плато Удокан, расположенного примерно в 400 км к северо-востоку от верхнего края озера, плато Ока с вулканами Кропоткина и Перетолчина к северо-западу от южной оконечности , плоскогорье в 200 км к востоку от рифта и Тункинская котловина, расположенная между озёрами и , являющаяся не затопленной частью рифта. В юго-западной части Байкальского рифта, на территории Монголии, находится озеро Хубсугул.
Одни исследователи объясняют образование Байкальского рифта по механизму трансформного разлома, другие предполагают наличие под Байкалом мантийного плюма, третьи объясняют образование впадины пассивным рифтингом в результате коллизии Евразийской плиты и Индостана. Есть предположения о том, что проседание впадины связано с образованием вакуумных очагов вследствие излияния базальтов на поверхность (четвертичный период). Байкальский рифт активен. В его окрестностях постоянно происходят землетрясения.
Наряду с Восточно-Африканским рифтом, Байкальский - ещё один пример дивергентной границы, расположенной внутри континентальной коры.
Приложение. Байкальский рифт
Первые геологические описания Байкала были проведены еще в ХVIII веке. Так, в 1772 году российский академик, немец по происхождению, писал:
«Байкал кажется свидетелем большой катастрофы; он местами неизмеримо глубок, имеет несколько утесов, подобных столбам, как вымурованным из глубины. Но в горах не находят, кроме несчастных и слабых землетрясений никаких других разрушений… ни разломов, ни следов вулканов, лав» .
Разломы и вулканы были обнаружены позднее, в следующем столетии (их детальное изучение позволило отнести Байкал к рифтовым структурам). Однако всерьез рифтовой тематикой заинтересовались только в середине ХХ века. Значительный вклад в изучение Байкальского рифта внесли сотрудники Института земной коры СО РАН, образовавшие научную школу по изучению континентального рифтогенеза.
Причины рифтогенеза: гипотезы
В начале 1970-х годов широко развернулась дискуссия о причинах рифтогенеза. Этот спор коснулся и Байкальского рифта. Известные исследователи, американец Питер Молнар и француз Пол Таппонье, обратили внимание на связь столкновения Азиатской и Индийской плит с деформацией во внутренней части Азии. Они предположили, что этот механизм мог привести к «пассивному» растяжению в зоне Байкальского рифта. Такая точка зрения получила большую популярность за рубежом. Вера Александровна Рогожина и Владимир Михайлович Кожевников из Института земной коры по сейсмическим данным зафиксировали под Байкальским рифтом аномальное разуплотнение на подлитосферных глубинах, в так называемой верхней мантии Земли. Поэтому, российская сторона отстаивала точку зрения о главенствующей роли глубинных термальных процессов – то есть «активном» рифтогенезе. Эта многолетняя проблема о «пассивном» и «активном» механизме растяжения Байкальского рифта по-прежнему остается актуальной. Хотя в последнее время все больше и больше исследователей приходят к мысли об одновременном действии обоих механизмов. Автором не навязывается какое-либо определенное мнение о механизмах образования Байкальского рифта. Вместо этого приводятся новые, и на мой субъективный взгляд, наиболее важные данные о тектонике, вулканизме, осадконакоплении и глубинном строении. Интерпретация этих данных зачастую остается неоднозначной.
Структура байкальского рифта
Байкальская рифтовая система расположена во внутренней части континента и отделяет северную стабильную часть Евразиатской плиты от другого крупного стабильного блока, называемого Амурской микроплитой. Рифтовая система состоит из серии впадин (крупнейшая из них - Байкальская) и разделяющих их поднятий, протягивающихся более чем на 1500 км, также включает в себя поля познекайнозойского вулканизма, расположенные на некотором удалении от впадин и их горного обрамления.
Байкальская котловина состоит из двух самостоятельных впадин – Южнобайкальской и северобайкальской, отделенных друг от друга Академическим подводным хребтом.
Научная школа по изучению континентального рифтогенеза в Институте земной коры СО РАН (г. Иркутск)
Основателями научной школы стали геологи и , а также геофизик Андрей Алексеевич Тресков. Ими были заложены основы систематического изучения Байкальского рифта. В своей автобиографии (апрель, 1984) Н.А. Флоренсов писал:
"В моей докторской диссертации оказались смешанными элементы угольной геологии, молодого вулканизма, главное же – элементы позднемезозойской и кайнозойской тектоники Прибайкалья и Забайкалья. Ранее…, я искал здесь отличия от типичных африканских рифтов, но затем оказалось, что между теми и другими имеется явное сходство. К счастью, моя ошибка оказалась просто при мне, а сводка, данная в диссертации и затем в монографии,… послужила отправной точкой для широких и многолетних исследований чуть ли не всего нашего института по рифтовой тематике… "
После ухода Николая Александровича эстафету перенял его ближайший соратник и ученик, академик .
Николай Александрович Флоренсов был основателем (до 1962 г. - Институт геологии Восточно-Сибирского филиала Академии наук СССР) и его первым директором. В период руководства Николая Алексеевича Логачева (1976 – 1998 гг.) рифтовая тематика принесла Институту широкую, в том числе и международную, известность. Исследования в этом направлении и поныне ведутся их учениками и коллегами.
Возраст осадочных толщ
Количество рыхлых осадков в Байкальской котловине оценивается в 75 тыс. км 2 , что составляет примерно 70% осадочных отложений впадин всей рифтовой системы (Логачев, 2003). Южнобайкальская впадина считается наиболее древней. В 1970-х Николай Алексеевич Логачев и Николай Александрович Флоренсов предположили, что ее образование началось в позднем эоцене – раннем олигоцене, примерно 30-35 млн. лет назад. С тех пор традиционно это значение фигурирует в большинстве публикаций о Байкальском рифте. В последние годы Николай Алексеевич Логачев отмечал, что на самом деле впадина может быть гораздо древнее.
Определение времени начала впадинообразования затруднено. Для того, чтобы получить ответ на этот вопрос, нужно добраться до пород, погребенных под многокилометровой осадочной толщей. В рамках международного проекта «Байкал-бурение» в байкальских осадках было пробурено несколько скважин в зимние периоды 1996 – 1998 гг. с вмороженных в лед барж. Наиболее длинная возрастная летопись была получена при бурении осадков на Академическом хребте, поскольку этот участок дна Байкала удален от всех береговых источников сноса вещества и поэтому характеризуется наименьшей скоростью осадконакопления. Было определено, что возраст осадков в основании выбуренного осадочного керна длиной 585 м составляет примерно 8,3 млн лет (Хориучи и др., 2004). Это минимальный доказанный возраст озера Байкал. Согласно последним данным скорость осадконакопления в последние 4,5 млн лет на Академическом хребте составляла в среднем около 0,04 мм в год, тогда как раньше она была в среднем около 0,1 мм в год (там же). То есть скорость осадконакопления уменьшилась более чем в два раза! Это неожиданный результат, так как традиционно по данным изучения изменчивости осадочного разреза суходольных впадин Байкальского рифта выделялись стадии «медленного» олигоцен-миоценового и «быстрого» плиоцен-четвертичного рифтогенеза.
Иными словами, зафиксированная смена скорости осадконакопления является прямо противоположной ожидаемой. Единственным объяснением этого факта, на мой взгляд, может быть существенное воздымание Академического подводного хребта на рубеж 5-4 млн лет назад, что привело к его изоляции от терригенного материала, привносимого, главным образом, реками Селенга, Баргузин и Верхняя Ангара.
Современное перемещение блоков
Скорость расширения Байкальской котловины оставалась до недавнего времени предметом серьезного спора. Вопрос оказался решенным благодаря использованию спутниковых систем навигации – GPS. По десятилетним наблюдениям с помощью постоянных и временных GPS пунктов удалось узнать, что скорость раздвижения стабильных блоков Сибирской платформы и Амурской микроплиты составляет 4 мм в год. При этом все деформации локализуются вдоль осевой части Байкальского рифта.
Глубинное строение
Важную роль в понимании рифтогенеза играют исследования, позволяющие «увидеть» современную глубинную структуру коры и мантии. По данным сейсмической томографии, осуществленной в ходе российско-американского эксперимента в 1992 году, был построен скоростной разрез прохождения Р-волн (Мордвинова идр., 2003). Обнаружено, что одна низкоскоростная аномалия находится практически под Байкалом. Однако вторая располагается гораздо южнее, под территорией Монголии, там, где какое-либо растяжение коры отсутствует. Возникает резонный вопрос: что же вызывает понижение скоростей прохождения сейсмических волн в мантии – повышенная температура или особенности состава вещества? Обычно принимается первое объяснение .
Эволюция глубинного термального режима литосферы
Частичные выплавки из мантии щелочных базальтоидов по пути к поверхности иногда захватывают фрагменты окружающих пород. Находки таких пород, называемых ксенолитами, являются весьма ценными для познания вещественного состава и условий «жизни» земных глубин. В Байкальском рифте наибольший «урожай» мантийных ксенолитов был собран в восточной части Витимского вулканического поля Игорем Викторовичем Ащепковым и его коллегами из Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН.
Оказалось, что мантийные ксенолиты из миоценовых лав Витимского поля указывают на большой диапазон давлений, а произошли они из больших глубин, из молодых четвертичных лав - меньшим диапазоном. Это указывает на большую толщину литосферы в миоцене под Витимским полем, в сравнении с четвертичным временем. По расчетам, утонение литосферы за 13 млн лет составило примерно 15 км. При этом граница между уровнями образования минералов-индикаторов, гранатов и шпинелей углубилась примерно на 8 км, что согласно экспериментальным данным указывает на повышение температуры.
Отметим еще одну интересную особенность. Несмотря на значительное утонение литосферы под Витимским полем, сколь либо существенного растяжения коры не происходило. Согласно данным бурения, заполненные осадками впадины под лавами не превышают в ширину первые десятки километров, а в глубину – первые сотни метров .
Вулканизм
При определении возраста вулканических пород Байкальского рифта была установлена сложная миграция вулканизма в Восточном Саяне и на Удоканском хребте. В обоих районах вулканизм со временем смещался по замысловатым траекториям с преобладающим западным трендом, т.е. практически в противоположную сторону от общего движения Евразиатской литосферной плиты. Это, вероятно, указывает на тектонический контроль подъема магм в области сочленения структур сжатия и растяжения, при этом общее смещение вулканизма в западном направлении согласуется с существованием в астеносфере относительно неподвижного горячего источника магм.
Для того, чтобы в мантии появился частичный расплав необходимо либо поднять ее температуру, либо снизить давление, или же насытить мантию летучими компонентами. При пассивном рифтогенезе со скоростью 5 мм в год, а также при такой толщине литосферы и коры, как в Байкальском рифте, давление в мантии никогда не снизится настолько, чтобы мантийные породы начали плавиться при отсутствии летучих компонентов. Однако если в мантии имеются легкоплавкие участки с водосодержащими минералами или карбонатами, то такие участки даже при незначительных перепадах температуры и давления будут переходить в расплав.
Характерно, что распределение вулканических полей не тяготеет ни к рифтовым впадинам, ни к гравитационным минимумам – областям потенциального повышения тепла. Особо показателен пример с вулканическим плато Дариганга в Монголии. По-видимому, это указывает на то, что плавление мантии Байкальского рифта и сопределенных территорий контролируется, в первую очередь, ее составом.
Для изучения состава плавящейся мантии изучаются изотопные отношения элементов. Отношение изотопов неодима и стронция, измеренные в лавах юго-западной части Байкальского рифта, в сопоставлении с составами лав хребта Хангай показали, что область плавления мантии можно разделить на три части (произвольно обозначенных как компоненты А, В и С). Компонент А относится к области подлитосферной мантии (астеносфере), а два других компонента характеризуют неоднородную литосферную мантию. Причем, компонент В может относиться к более глубоким частям гранат-содержащей мантии, а компонент С - к шпинель-содержащей мантии или области кора-мантийного перехода.
Существует две крайние модели растяжения литосферы во внутриконтинентальных областях, называемые моделями «активного» и «пассивного» рифтогенеза. Движущей силой «активного» рифтогенеза является источник тепла восходящего мантийного потока, обычно называемого плюмом. При этом допускается, что область зарождения таких плюмов может находиться на разделе верхней и нижней мантии на глубине 650 км или даже на границе с ядром на глубине 2700 км.
Основными характеристиками «активного» рифтогенеза считают формирование тектонических впадин на фоне крупного регионального поднятия, повышенный тепловой поток и широко распространенный вулканизм. Последний должен предшествовать и формированию регионального поднятия, и впадинообразованию. Преобладающий состав вулканических пород «активного» рифта должен проявляться на большой территории и не зависеть от состава и возраста литосферы.
В модели «пассивного» рифтогенеза основной причиной растяжения считают тектонические напряжения, возникающие на границах литосферных плит на значительном удалении от области растяжения. Фиксируемое воздымание подлитосферной мантии пассивно следует утонение литосферы. Характеристикой «пассивных» рифтов считают приуроченность всех рифтовых структур древним границам между литосферными блоками разного возраста и слабо проявленный вулканизм. При этом растяжение предшествует вулканизму, а вулканические породы отражают неоднородный состав литосферы.
Кореляция тектонических событий
Только лишь коровые напряжения от зоны Индо-Азиатской коллизии или местные источники тепла в мантии не могли привести образованию Байкальского рифта. В последние годы также стала обсуждаться идея о важной роли взаимодействия литосферных плит на восточной окраине Евразии.
Обращает на себя внимание, что эпизоды сжатия и растяжения в зонах столкновения Индо-Азиатских и Тихоокеано-Азиатских плит смещены относительно друг друга по времени. Если сжатие воздействовало на южную окраину Центральной Азии, то в это время на ее восточной окраине существовал режим растяжения. И, наоборот, существенного сжатия, возникавшего на восточной окраине, южная окраина испытывала эпизод релаксации.
Такая динамика сжатия и растяжения могла «раскачивать» внутренние части Центральной Азии, приводить к смещению блоков, что при их геометрии формировало зоны сжатия и растяжения на границах этих блоков. При таком механизме следует ожидать, что импульсы основных тектонических событий в Центральной Азии (например, импульсы вращения Амурской микроплиты) будут совпадать по времени со сменой тектонического режима на границах литосферных плит. К сожалению, датирование таких импульсов по-прежнему остается сложной задачей. Для Байкальского рифта периоды воздымания могут быть оценены по данным изучения положения датированных лав в рельефе . Всего было выявлено 4 таких эпизода: 21-19, 16-15, 5-4 и около 0,8 млн лет назад. Интересно, что смена скорости осадконакопления на подводном Академическом хребте, произошедшая 5-4 млн лет назад, совпала с одним из таких эпизодов воздымания. Как отмечалось раньше, это событие может маркировать начало стадии «быстрого» рифтогенеза. В это время во фронте Индо-Азиаиской коллизии существовал режим растяжения, а сжатие на восточной окраине Центральной Азии началось чуть раньше этого эпизода. Таким образом, стадия «быстрого» рифтогенеза не может быть генетически связана с удаленными тектоническими событиями во фронте Индо-Азиатской коллизии. Она связана либо с тектоническими событиями на восточной границе Азии, либо с термальным и/или химическим воздействием на литосферу за счет местных мантийных источников тепла.
Заключение
Так какой же все-таки Байкальский рифт - «активный» или «пассивный»?
Коровые деформации и растяжение, в основном, контролируются удаленными тектоническими событиями, происходящими на границах литосферных плит. Разогрев же, утонение и плавление литосферы осуществляются за счет глубинных источников тепла, или благодаря существованию в мантии легкоплавных областей. Это означает, что Байкальский рифт несет в себе черты как «активного», так и «пассивного» рифтогенеза. Пытаясь рассмотреть развитие Байкальского рифта исключительно с позиций изучения коровых деформаций или эволюции вулканизма, или глубинной геофизики, мы оказываемся в положении слепых мудрецов, изучающих слона на ощупь в известной притче. Только интеграция различных направлений исследований позволит нам дать ответ, какой из механизмов рифтогенеза преобладал, менялось ли их соотношение во времени, связаны ли процессы растяжения коры и магмообразования или это два независимых процесса. Необходимость объединения своих усилий сегодня осознается практически всеми исследователями, а это означает, что когда-нибудь, начиная статью о Байкальском рифте, можно будет сказать «мы знаем, как и почему он образовался».
Рифтовыми зонами называют весьма протяженные (длиной в многие сотни и тысячи километров) планетарного масштаба полосовидные тектонические зоны, распространенные в пределах континентов и океанах, в которых происходит подъем глубинного (мантийного) материала, сопровождаемый его распространением в стороны, что приводит к более или менее значительному поперечному растяжению в верхних этажах земной коры. Важнейшим структурным выражением процесса растяжения на поверхности Земли обычно является образование глубокого и относительно узкого (от нескольких километров до нескольких десятков километров), нередко ступенчатого грабена (симметричного или асимметричного), ограниченного нормальными сбросами большой глубины заложения (собственно рифта или «рифтовой долины»), либо нескольких (иногда целой серии) подобных грабенов. Дно грабенов также бывает рассечено сбросами и трещинами растяжения. Погружение дна грабенов относительно их бортов, как правило, опережает аккумуляцию в них осадочного материала, хотя последняя во многих случаях дополняется заполнением их вулканическими продуктами, и поэтому рифты обычно имеют отчетливое прямое выражение в рельефе в виде линейных депрессий. По большей части рифты обрамляются с обеих сторон или хотя бы с одной стороны асимметричными поднятиями (пологими полусводами, односторонними горстами и реже горстами), в той или иной степени разбитыми, как и грабены, продольными, диагональными и поперечными трещинами, сбросами и нередко осложненными второстепенными узкими грабенами. В некоторых случаях поднятие возникает также внутри рифта, расщепляя его на две ветви. Отношение объемов этих поднятий и рифтовых впадин отражает соотношения масштабов воздымания и растяжения в той или иной рифтовой зоне. Некоторые из них, в особенности океанические, характеризуются существенной ролью поперечных сдвиговых смещений, в частности, по зонам так называемых трансформирующих разломов.
Рифтовые зоны в целом и в первую очередь осевые грабены (рифты) обладают повышенной или даже очень высокой сейсмичностью, причем очаги землетрясений лежат на глубинах от первых километров до 40-50 км, а план напряжений в очагах характеризуется господством максимальных субгоризонтально направленных растяжений, приблизительно перпендикулярных к оси рифтовой зоны. Рифтовым зонам, за редкими исключениями, свойствен повышенный тепловой поток, величина которого в общем возрастает по мере приближения к их оси, нередко достигая 2-3, а иногда даже 4-5 единиц теплового потока. Развитие большинства рифтовых зон сопровождается проявлениями гидротермальной активности и магматизма и, в частности, вулканическими извержениями, питаемыми из подкоровых, а в некоторых материковых рифтовых зонах, может быть, и из внутрикоровых магматических очагов. Однако масштабы магматического процесса, объемы его продуктов, их состав, приуроченность к тем или иным стадиям рифтогенеза и к тем или иным участкам рифтовой зоны варьируют в чрезвычайно широких пределах. Наряду с рифтовыми зонами, в которых магматическая деятельность сопутствовала всем стадиям их развития, а ее продукты покрывают почти всю их площадь и достигают объемов в сотни тысяч кубических километров, существуют рифтовые зоны, где она проявлялась локально, спорадически или совершенно отсутствовала.
Рифтовые зоны океанов характеризуются контрастным полосовидным билатерально-симметричным магнитным полем, согласно господствующим представлениям создающимся в процессе рифтогенеза и как бы запечатляющим отдельные его стадии. Однако магнитное поле континентальных рифтовых зон в значительной мере отражает особенности строения их фундамента и подверглось лишь некоторой перестройке в процессе рифтообразования. Рифтовые зоны обычно, хотя и не всегда, характеризуются гравитационными минимумами в поле аномалий Буге, но в осевых частях некоторых из них выделяются узкие максимумы, вызванные подъемом основного и ультраосновного материала. Однако формы, размеры гравианомалий и характер факторов, вызывающих возмущения, могут существенно различаться. Как правило, рифтовые зоны близки к состоянию изостатического равновесия.
Земная кора в современных рифтовых зонах несколько утоньшена по сравнению со смежными областями, а верхняя часть мантии, по крайней мере непосредственно ниже поверхности М, во многих из них отличается аномально низкой скоростью прохождения продольных сейсмических волн (7,2-7,8 км/с) и несколько пониженной плотностью и вязкостью, что, по-видимому, обусловлено повышенным тепловым режимом и в ряде случаев возникновением очагов селективного плавления в верхах мантии. Эти линзы или «подушки» разуплотненного мантийного материала, вероятно, представляют собой выступы кровли астеносферы, достигающие под современными рифтовыми зонами подошвы земной коры. Рифтовые зоны редко существуют изолированно; как правило, они образуют более или менее сложные сочетания. Способы «стыковки» соседних рифтовых зон и общий план их группировки могут быть весьма разнообразными и при этом существенно различаются у континентальных и океанических зон. Сочетания ряда тесно связанных между собой в пространстве приблизительно одновозрастных рифтовых зон сходного или различного типа мы называем рифтовыми системами. Этот термин может применяться к любым комбинациям рифтовых зон, независимо от их размеров, сложности и рисунка, но главным образом используется в отношении таких их сочетаний, которые характеризуются присутствием различно ориентированных рифтовых зон, древовидным рисунком или наличием нескольких полуизолированных ветвей, не полосовидным, а близким к изометричному общим контуром. В тех случаях, когда рифтовые зоны (или их системы), сочетаясь между собой, образуют в совокупности линейно вытянутые сооружения протяженностью в несколько или даже много тысяч километров, мы называем их рифтовыми поясами (по аналогии с соизмеримыми с ними по длине и ширине геосинклииальными и орогеническими поясами). Термин рифтовая система используется также для обозначения всех взаимосвязанных рифтовых поясов Земли, образующих в совокупности сложно извивающуюся и разветвляющуюся сеть на поверхности нашей планеты. В последнем случае мы говорим о мировой рифтой системе. Последняя, со своими главными ответвлениями, объединяет большинство рифтовых поясов (и систем) Земли. Основная ее часть пересекает океаны, а ее затухающие окончания и ответвления в нескольких районах Земли проникают в глубь континентов. Однако в пределах континентов (а возможно, и в океанах) имеются так же отдельные, изолированные рифтовые пояса и даже отдельные рифтовые зоны, не связанные с мировой рифтовой системой.
1) океанические, или внутриокеанические, в которых как осевая «рифтовая долина», так и ее обрамление обладают корой, близкой к океанической, которая подстилается выступом мантийного материала с аномально пониженными по сравнению с типичными для верхней части мантии скоростями прохождения сейсмических волн и плотностью;
2) межконтинентальные, в которых осевая часть рифта обладает корой, близкой к таковой внутриокеанических рифтовых зон, ее периферические части - несколько утонченной и переработанной континентальной корой, а «плечи»- типичной континентальной корой. Межконтинентальные рифтовые зоны, как и внутриконтинентальные, могут закладываться либо на платформах (рифты Аденский и Красноморский), либо в пределах молодой складчатой области (рифт Калифорнийского залива);
3) континентальные или внутриконтинентальные, в которых и рифт, и его «плечи» обладают корой континентального типа, но обычно несколько утоньшенной, в особенности под рифтом (от 20 до 30-35 км), раздробленной, аномально прогретой и подстилаемой линзой несколько разуплотненного мантийного материала.
Наблюдаемые в природе взаимопереходы и тесные структурные связи межконтинентальных рифтов как результат далеко зашедшего процесса развития внутриконтинентальных рифтов. По крайней мере некоторая часть ширины межконтинентальных рифтовых зон (порядка нескольких десятков километров), по-видимому, обусловлена раздвиговыми или раздвигово-сдвиговыми деформациями блоков континентальной коры и выдвижением между ними материала мантийного происхождения, тогда как во внутриконтинентальных рифтах мы в основном имеем дело с грабенообразным проседанием блоков материковой коры при амплитуде растяжения порядка нескольких километров и далеко не всегда - с заполнением приоткрывающихся трещин дайкообразными интрузиями. В свою очередь, межконтинентальные рифтовые зоны в структурном отношении тесно связаны с рифтовыми поясами Индийского и Тихого океанов, в которых процесс подъема глубинного материала и горизонтального расширения протекает еще более интенсивно. Однако было бы неосторожно полагать по аналогии, что все рифтовые зоны и пояса океанов представляют собой дальнейшую стадию развития межконтинентальных рифтов и, следовательно, возникли в результате еще большего разобщения блоков континентальной коры. Например, в отношении Восточно-Тихоокеанского рифтового пояса можно с достаточной уверенностью утверждать, что он моложе Тихого океана и возник на океанической коре. Тот факт, что продолжение этого рифтового пояса почти полностью переходит на Североамериканский континент и накладывается на Кордильерскую мезозойскую складчатую область, очевидно, говорит о том, что движущий механизм рифтогенеза связан с такими большими глубинами, на которых уже не сказываются различия между океанами и континентами, но конкретные проявления этого процесса на поверхности Земли существенно отличаются в зависимости от того, воздействует ли он на земную кору океанов, молодых складчатых областей, платформ и т. п.
Рифтовые зоны и пояса, принадлежащие к трем выделенным категориям, существенно различаются по своим размерам, морфологии структурных форм, масштабу вулканизма (наибольшему в рифтовых зонах океанов), химизму его продуктов (толеитовые базальты в рифтовых зонах, весьма разнообразные по кислотности и щелочности породы в рифтовых зонах континентов), величине теплового потока (наивысшей в океанических рифтовых зонах), структуре магнитного поля, плану напряжений в очагах землетрясений (в континентальных рифтовых зонах вектор сжимающих напряжений ориентирован субвертикально, а в океанических - обычно субгоризонтально и субпараллельно простиранию рифтовой зоны) и т. д. Для континентальных рифтовых поясов характерны такие пространственные сочетания смежных рифтовых зон, как их четковидное, кулисное расположение, коленчатое сочленение, веерообразное расщепление, стык трех зон, сходящихся под различными углами, взаимный параллелизм, огибание двумя соседними зонами разделяющего их относительно «жесткого» блока, играющего в структуре рифтового пояса роль своеобразного срединного массива. Напротив, для рифтовых поясов океанов характерно их пересечение многочисленными поперечными или диагональными так называемыми трансформирующими разломами, разделяющими эти пояса на отдельные поперечные отрезки (рифтовые зоны), оси которых кажутся смещенными друг относительно друга.
Типы рифтовых зон континентов. При выделении типов среди современных континентальных рифтовых зон следует учитывать следующие основные критерии: а) особенности тектонического положения, структуры основания и предшествующей геологической истории области, ставшей ареной рифтогенеза, б) характер тектонических структур, созданных в процессе рифтогенеза, и закономерности их формирования, в) роль, масштаб и особенности магматических процессов, сопутствующих рифтообразованию, а иногда и предваряющих его.
Исходя из первого критерия, рифтовые зоны и пояса континентов можно разделить на две главные группы: 1) рифтовые пояса и зоны платформ (эпиплатформенные рифтовые пояса и зоны), в которых риф-тообразование началось после весьма длительного (200-500 млн. лет к более) этапа платформенного или близкого к нему развития; 2) рифтовые пояса и зоны молодых складчатых сооружений (эпиорогенные рифтовые пояса и зоны), где аналогичный процесс непосредственно следовал за завершением их геосинклинального развития, т. е. за орогенным этапом, или даже сочетался с явлениями, свойственными эпигеосииклинальному орогенезу. Для эпиплатформенных рифтовых поясов характерны рифтовые зоны с крупными единичными осевыми грабенами и субщелочной или щелочной характер продуктов сопутствующего вулканизма, нередко с участием карбонатитов. Напротив, для эпиорогенных рифтовых поясов и зон типичны сочетания из многих узких грабенов, горстов и односторонних блоков, а вулканические образования л них принадлежат к известково-щелочному ряду.
Большинство современных континентальных эпиплатформенных рифтовых зон приурочено главным образом к выступам складчатого основания платформ, т. е. к районам, испытывавшим длительное устойчивое поднятие, и значительно реже - к участкам развития платформенного чехла (Левантинская, Североморская, частично Эфиопская рифтовые зоны). В большинстве случаев рифтовые зоны накладываются на области позднепротерозойской (гренвильской, байкальской) складчатости или тектоно-магматической регенерации, «избегая» областей более.древней - архейской или раннепротерозойской консолидации, которые служат внешней «рамой» этих рифтовых поясов или образуют внутри них своеобразные «жесткие» срединные массивы (массив Виктория в южной части Африкано-Аравийского пояса). Значительно реже рифтовые зоны возникают на эпипалеозойском платформенном основании (Рейнско-Ронский участок Рейнско-Ливийского рифтового пояса). В большинстве случаев молодые рифтогенные структуры наследуют простирания древних складчатых и разрывных структур фундамента или «приспосабливаются» к ним, образуя коленчатые, зигзаговидные, кулисные сочетания. Таким образом, в процессе рифтогенеза древний анизотропный фундамент раскалывается по наиболее ослабленным направлениям, подобно тому, как полено дров расщепляется согласно волокнистой текстуре древесины. Ослабленные зоны фундамента, использованные кайнозойскими рифтогенными структурами, в течение длительного платформенного развития временами (в палеозое или мезозое) активизировались и служили либо зонами повышенной проницаемости для магматических расплавов и внедрения интрузий, в частности щелочных массивов кольцевого типа, либо зонами разломов и грабенов.
Среди эпиплатформенных рифтовых зон четко выделяются два типа, существенно различающихся по характеру структур, относительной роли вулканизма и истории формирования. Автор назвал их щелевым и сводово-вулканическим (Милановский, 1970):
а) рифтовые зоны сводово-вулканического типа (Эфиопская и Кенийская зоны Восточной Африки) характеризуются исключительно мощной и Длительной наземной вулканической деятельностью. Она начинается на широкой площади еще до заложения рифта, а впоследствии продолжается в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и зон разломов. Главную роль играют извержения основных и средних лав и пирокластолитов сильно щелочного и слабо щелочного ряда. В Эфиопской рифтовой зоне существенную роль играют также кислые (с повышенной щелочностью) вулканиты. Возникновению рифта предшествует длительный рост обширного пологого овального сводового поднятия, сопровождаемый мощными извержениями, затем в его осевой ослабленной зоне закладывается сравнительно неглубокий грабен, а также связанные с ним дополнительные грабены и сбросы - поперечные и диагональные на крыльях свода и веерообразно расходящиеся на его периклиналях. Амплитуда горизонтального растяжения в сводово-вулканических рифтовых зонах минимальна. Они отличаются умеренной сейсмичностью. Формирование свода, характеризуемого крупным гравитационным минимумом, по-видимому, связано с возникновением линзы разуплотненного, аномально разогретого материала и с отдельными магматическими очагами в верхах мантии, а образование грабенов частично обусловлено проседанием блоков коры при разгрузке этих очагов в процессе извержений;
б) рифтовые зоны щелевого типа отличаются большей глубиной грабенов, которая может достигать 3-4 (Верхнерейнский грабен) и даже 5-7 км (Южно-Байкальский грабен). С большой мощностью рыхлых осадков в грабенах связаны крупные гравитационные минимумы. Нередко грабены кулисно подставляют друг друга. Краевые поднятия значительно уже, чем в сводово-вулканических рифтах, прослеживаются не повсеместно, нередко лишь с одной стороны грабена, и иногда вовсе отсутствуют, а в некоторых случаях (рифтовая зона Северного моря) развитие рифтов происходит на фоне общего опускания. Местами внутри рифтовой зоны возникают сводо- и горстообразные поднятия, достигающие в отдельных случаях огромной высоты (до 4- 5 км в блоке Рувензори в Танганьикской зоне). С внутренними поднятиями связаны гравитационные максимумы, и их выдвигание носит антиизостатический характер. Щелевые рифтовые зоны характеризуются относительно слабыми, локальными и эпизодическими проявлениями вулканизма или полным их отсутствием. По этому признаку среди них можно выделить слабовулканические (Танганьикская, Верхнерейнская) и невулкаиические зоны (средний сегмент Байкальского рифтового пояса). Центры извержений приурочиваются к седловинам между четковидно расположенными грабенами, их прибортовым ступеням, краевым поднятиям и другим приподнятым участкам. Петрохимически вулканизм близок к сводово-вулканическим зонам, но здесь чаще присутствуют крайне щелочные серии (натриевые или калиевые) и карбонатиты. Вулканическая активность может проявляться на разных стадиях рифтогенеза.
Процесс формирования щелевых зон начинается с заложения узких линейно вытянутых грабенов (обычно приуроченных к древним ослабленным зонам), заполняемых первоначально тонкообломочными («молассоидными»), а также карбонатными и хемогенными осадками, которые впоследствии сменяются более грубообломочными континентальными молассами. Этот формационный ряд, а также геоморфологические данные показывают, что интенсивный рост краевых и внутренних поднятий начался позднее заложения грабенов, а местами еще не проявился. Концепция возникновения рифта в результате обрушения свода к щелевым рифтовым зонам неприменима. Эти зоны более сейсмичны, чем сводово-вулканические. Амплитуда горизонтального растяжения в них может быть большей, чем в последних, но, по-видимому, обычно не превышает 5-10 км. В грабенах щелевых рифтовых зон, очевидно, происходит значительная «утечка» тепловой энергии. В некоторых щелевых зонах, помимо раздвиговой, имеется сдвиговая компонента. В Левантинской зоне последняя, по-видимому, значительно превосходит поперечное растяжение, а на отдельных ее участках горизонтальная деформация приближается к чистому сдвигу.
В рифтовых поясах и зонах молодых складчатых сооруженийрифтообразование следует за геосинклинальным циклом развития, являясь непосредственным продолжением его заключительного, орогенного этапа. В процессе рифтогенеза в этих зонах нередко возникает система из узких, но весьма протяженных (до многих сотен километров) взаимопараллельных грабенов, разделенных соизмеримыми с ними узкими горстами или односторонними горстами (рифтовая система Кордильер). Амплитуды относительного перемещения блоков по разделяющим их нормальным наклонным сбросам достигают 2-5 км. Наряду с общим значительным горизонтальным растяжением могут иметь место значительные сдвиговые деформации (например сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии). Формирование рифтогенных структур предваряется и сопровождается исключительно мощными извержениями магмы известково-щелочного ряда, как кислой, так и основной. Питание вулканов происходило из очагов разной глубинности, располагавшихся как в верхней мантии (очаги базальтового вулканизма), так и в коре (очаги липарито-дацитового вулканизма). Рассредоточенность растяжения и сопутствующего вулканизма в пределах очень широкой полосы с многочисленными грабенами в некоторых эпиорогенных рифтовых зонах, очевидно, связана с тем, что рифтогенез развивается в условиях более «прогретой» и «пластичной», а в верхней части - раздробленной литосферы по сравнению с относительно «жесткой» и «холодной» литосферой эпиплатформенных рифтовых зон.
Рис. 5.1. Глобальная система современных континентальных и океанских рифтов, главные зоны субдукции и коллизии, пассивные (внутриплитные) континентальные окраины.
Рифтовые зоны: Срединно-Атлантическая (СА), Американо-Антарктическая (Ам-А), Африкано-Антарктическая (Аф-А), Юго-Западная Индоокеанская (ЮЗИ), Аравийско-Индийская (А-И), Восточно-Африканская (ВА), Красноморская (Кр), Юго-Восточная Индоокеанская (ЮВИ), Австрало-Антарктическая (Ав-А), Южно-Тихоокеанская (ЮТ), Восточно-Тихоокеанская (ВТ), Западно-Чилийская (34), Галапагосская (Г), Калифорнийская (Кл), Рио-Гранде - Бассейнов и Хребтов (БХ), Горда-Хуан-де-Фука (ХФ), Нансена-Гаккеля (НГ, см. рис. 5.3), Момская (М), Байкальская (Б), Рейнская (Р). Зоны субдукции: 1 - Тонга-Кермадек; 2 - Новогебридская; 3 - Соломон; 4 - Новобританская; 5 - Зондская; 6 - Манильская; 7 - Филиппинская; 8 - Рюкю; 9 - Марианская; 10 - Идзу-Бонинская; 11 - Японская; 12 - Курило-Камчатская; 13 - Алеутская:, 14 - Каскадных гор; 15 - Центральноамериканская; 16 - Малых Антил; 17 - Андская; 18 - Южных Антил (Скотия); 19 - Эоловая (Калабрийская); 20 - Эгейская (Критская); 21 - Мекран.
а - океанские рифты (зоны спрединга) и трансформные разломы; б - континентальные рифты; в - зоны субдукции: островодужные и окраинно-материковые двойная линия); г - зоны коллизии; д - пассивные континентальные окраины; е - трансформные континентальные окраины (в том числе пассивные); ж - векторы относительных движений литосферных плит, по Дж. Минстеру, Т. Джордану (1978) и К. Чейзу (1978), с дополнениями; в зонах спрединга - до 15-18 см/год в каждую сторону, в зонах субдукции - до 12 см/год
Рис. 5.2. Геометрическая правильность размещения глобальной системы современных рифтов относительно оси вращения Земли, по Е.Е. Милановскому, А.М. Никишину (1988):
1 - кайнозойские оси рифтинга, главным образом активные; 2 - океанская литосфера кайнозойского возраста; 3 - то же, мезозойского возраста; 4 - области с континентальной литосферой; 5 - конвергентные границы
Рис. 5.3. Юго-восточное окончание океанской рифтовой зоны Нансена - Гаккеля и продолжающие ее сейсмически активные разломы, разделяющие Евразийскую и Северо-Американскую литосферные плиты. По Л.М. Парфенову и др. (1988). Внизу - фокальные механизмы сейсмических очагов на этой активной границе, по Д. Куку и др. (1986):
1 - зоны спрединга (НГ - зона Нансена-Гаккеля); 2 - глубоководные желоба (зоны субдукции); 3 - трансформные разломы; 4 - взбросы; 5 - сбросы и сдвиги; 6 - зоны рассеянного рифтинга; 7 - движение литосферных плит и микроплит; 8 - фокальные механизмы сейсмических очагов; 9 - суша в пределах Евразийской (а) и Северо-Американской (б) плит. Литосферные плиты и микроплиты: ЕА - Евразийская; СА - Северо-Американская; Т - Тихоокеанская; ЗБ - Забайкальская; Ам - Амурская; Ох - Охотоморская
Современная тектоническая активность распределена крайне неравномерно и сосредоточена главным образом на границах литосферных плит. Двум главным видам этих границ (см. гл. 3.1 соответствуют и главные геодинамические обстановки. На дивергентных границах развивается рифтогенез, которому посвящена настоящая глава, здесь же мы рассмотрим активность трансформных границ, поскольку они связаны в первую очередь с рифтовыми зонами океанов. Конвергентное взаимодействие литосферных плит выражается субдукцией, обдукцией и коллизией (см. гл. 6). Сведения о сравнительно слабых, но важных по своим геологическим последствиям внутриплитных тектонических процессах будут даны в главе 7.
Термином рифтовая долина (англ., rift - расщелина) Дж. Грегори в конце прошлого века обозначил ограниченные сбросами грабены Восточной Африки, образующиеся в условиях растяжения. Впоследствии Б. Уиллис противопоставил их рампам - грабенам, зажатым между встречными взбросами. Понятие, имевшее вначале главным образом структурное содержание, в дальнейшем, особенно в последние десятилетия, обогащалось представлениями о геологических условиях и вероятных глубинных механизмах формирования этих линейных зон растяжения, о характерных магматических и осадочных образованиях и, таким образом, наполнялось генетическим содержанием. Складывалось современное понимание рифтогенеза, которое четверть века назад вошло в концепцию тектоники плит как один из важнейших ее элементов. При этом оказалось, что большинство рифтовых зон (в новом, широком их понимании) находится в океанах, однако там рифты как структуры, контролируемые сбросами, имеют подчиненное значение, а главным способом реализации растягивающих напряжений служит раздвиг.
5.1. Глобальная система рифтовых зон
Большинство современных рифтовых зон связаны между собой, образуя глобальную систему, протянувшуюся через континенты и океаны (рис. 5.1). Осознание единства этой системы, охватившей весь земной шар, побудило исследователей искать планетарные по своему масштабу механизмы тектогенеза и способствовало рождению «новой глобальной тектоники», как в конце 60-х годов называли концепцию тектоники литосферных плит.
В системе рифтовых зон Земли большая ее часть (около 60 тыс. км) находится в океанах, где выражена срединно-океанскими хребтами (см. рис. 5.1), их перечень дается в гл. 10. Эти хребты продолжают один другой, а в нескольких местах связаны между собой «тройными сочленениями»: на соединениях Западно-Чилийского и Галапагосского хребтов с Восточно-Тихоокеанским, на юге Атлантического океана и в центральной части Индийского. Пересекая границу с пассивными континентальными окраинами, океанские рифты продолжаются континентальными. Такой переход прослежен к югу от тройного сочленения Аденского и Красноморского океанских рифтов с рифтом долины Афар: вдоль нее с севера на юг океанская кора выклинивается и начинается континентальная Восточно-Африканская зона. В Арктическом бассейне океанский хребет Гаккеля продолжается континентальными рифтами на шельфе моря Лаптевых, а затем сложной неотектонической зоной, включающей Момский рифт (см. рис. 5.3).
Там, где срединно-океанские хребты подходят к активной континентальной окраине, они могут поглощаться в зоне субдукции. Так, у Андской окраины заканчиваются Галапагосский и Западно-Чилийский хребты. Другие соотношения демонстрирует Восточно-Тихоокеанское поднятие, над продолжением которого на надвинутой Северо-Американской плите образовался континентальный рифт Рио-Гранде. Подобным образом океанские структуры Калифорнийского залива (представляющие собой, по-видимому, ответвление главной рифтовой зоны) продолжаются континентальной системой Бассейнов и Хребтов.
Отмирание рифтовых зон по простиранию носит характер постепенного затухания или бывает приурочено к трансформному разлому, как, например, на окончании хребтов Хуан-де-Фука и Американо-Антарктического. Для Красноморского рифта окончанием служит Левантийский сдвиг.
Охватывая почти всю планету, система рифтовых зон кайнозоя обнаруживает геометрическую правильность и определенным образом ориентирована относительно оси вращения геоида (рис. 5.2). Рифтовые зоны образуют почти полное кольцо вокруг Южного полюса на широтах 40-60° и отходят от этого кольца меридионально с интервалом около 90° тремя затухающими к северу поясами: Восточно-Тихоокеанским, Атлантическим и Индоокеанским. Как показали Е.Е. Милановский и А.М. Никишин (1988), может быть, с некоторой условностью намечен на соответствующем месте и четвертый, Западно-Тихоокеанский пояс, который прослеживается как совокупность задуговых проявлений рифтогенеза. Нормальное развитие рифтового пояса здесь было подавлено интенсивным западным смещением и субдукцией Тихоокеанской плиты.
Под всеми четырьмя поясами до глубин в первые сотни километров томография обнаруживает отрицательные аномалии скоростей и повышенное затухание сейсмических волн, что объясняют восходящим током разогретого вещества мантии (см. рис. 2.1). Правильность в размещении рифтовых зон сочетается с глобальной асимметрией как между полярными областями, так и относительно Тихоокеанского полушария.
Закономерна и ориентировка векторов растяжения в рифтовых зонах, преобладают близмеридиональные и близширотные. Последние максимальны в приэкваториальных областях, убывая вдоль хребтов как в северном, так и в южном направлении.
Вне глобальной системы находятся лишь немногие из крупных рифтов. Это система Западной Европы (включающая Рейнский грабен), а также системы Байкальская (рис. 5.3) и Фэнвей (Шаньси), приуроченные к разломам северо-восточного простирания, активность которых, как полагают, поддерживается коллизией континентальных плит Евразии и Индостана.
Наряду с Восточно-Африканским рифтом , Байкальский - ещё один пример дивергентной границы, расположенной внутри континентальной коры.
Галерея
Озеро Байкал.JPG
Основное озеро рифта - Байкал
KhovsgolNuur.jpg
Озеро Хубсугул также расположено в области Байкальского рифта, на его юго-западной оконечности
Напишите отзыв о статье "Байкальская рифтовая зона"
Примечания
Литература
- Лямкин В. Ф. Экология и зоогеография млекопитающих межгорных котловин Байкальской рифтовой зоны / Отв. ред. д.б.н. А. С. Плешанов ; . - Иркутск: Изд-во Ин-та географии СО РАН, 2002. - 133 с.
Ссылки
- / В. Е. Хаин // Анкилоз - Банка. - М . : Большая Российская энциклопедия, 2005. - С. 662. - (Большая российская энциклопедия : [в 35 т.] / гл. ред. Ю. С. Осипов ; 2004-, т. 2). - ISBN 5-85270-330-3 .
Отрывок, характеризующий Байкальская рифтовая зона
Наташа тихо затворила дверь и отошла с Соней к окну, не понимая еще того, что ей говорили.– Помнишь ты, – с испуганным и торжественным лицом говорила Соня, – помнишь, когда я за тебя в зеркало смотрела… В Отрадном, на святках… Помнишь, что я видела?..
– Да, да! – широко раскрывая глаза, сказала Наташа, смутно вспоминая, что тогда Соня сказала что то о князе Андрее, которого она видела лежащим.
– Помнишь? – продолжала Соня. – Я видела тогда и сказала всем, и тебе, и Дуняше. Я видела, что он лежит на постели, – говорила она, при каждой подробности делая жест рукою с поднятым пальцем, – и что он закрыл глаза, и что он покрыт именно розовым одеялом, и что он сложил руки, – говорила Соня, убеждаясь, по мере того как она описывала виденные ею сейчас подробности, что эти самые подробности она видела тогда. Тогда она ничего не видела, но рассказала, что видела то, что ей пришло в голову; но то, что она придумала тогда, представлялось ей столь же действительным, как и всякое другое воспоминание. То, что она тогда сказала, что он оглянулся на нее и улыбнулся и был покрыт чем то красным, она не только помнила, но твердо была убеждена, что еще тогда она сказала и видела, что он был покрыт розовым, именно розовым одеялом, и что глаза его были закрыты.
– Да, да, именно розовым, – сказала Наташа, которая тоже теперь, казалось, помнила, что было сказано розовым, и в этом самом видела главную необычайность и таинственность предсказания.
– Но что же это значит? – задумчиво сказала Наташа.
– Ах, я не знаю, как все это необычайно! – сказала Соня, хватаясь за голову.
Через несколько минут князь Андрей позвонил, и Наташа вошла к нему; а Соня, испытывая редко испытанное ею волнение и умиление, осталась у окна, обдумывая всю необычайность случившегося.
В этот день был случай отправить письма в армию, и графиня писала письмо сыну.
– Соня, – сказала графиня, поднимая голову от письма, когда племянница проходила мимо нее. – Соня, ты не напишешь Николеньке? – сказала графиня тихим, дрогнувшим голосом, и во взгляде ее усталых, смотревших через очки глаз Соня прочла все, что разумела графиня этими словами. В этом взгляде выражались и мольба, и страх отказа, и стыд за то, что надо было просить, и готовность на непримиримую ненависть в случае отказа.
Соня подошла к графине и, став на колени, поцеловала ее руку.
– Я напишу, maman, – сказала она.
Соня была размягчена, взволнована и умилена всем тем, что происходило в этот день, в особенности тем таинственным совершением гаданья, которое она сейчас видела. Теперь, когда она знала, что по случаю возобновления отношений Наташи с князем Андреем Николай не мог жениться на княжне Марье, она с радостью почувствовала возвращение того настроения самопожертвования, в котором она любила и привыкла жить. И со слезами на глазах и с радостью сознания совершения великодушного поступка она, несколько раз прерываясь от слез, которые отуманивали ее бархатные черные глаза, написала то трогательное письмо, получение которого так поразило Николая.
На гауптвахте, куда был отведен Пьер, офицер и солдаты, взявшие его, обращались с ним враждебно, но вместе с тем и уважительно. Еще чувствовалось в их отношении к нему и сомнение о том, кто он такой (не очень ли важный человек), и враждебность вследствие еще свежей их личной борьбы с ним.
Но когда, в утро другого дня, пришла смена, то Пьер почувствовал, что для нового караула – для офицеров и солдат – он уже не имел того смысла, который имел для тех, которые его взяли. И действительно, в этом большом, толстом человеке в мужицком кафтане караульные другого дня уже не видели того живого человека, который так отчаянно дрался с мародером и с конвойными солдатами и сказал торжественную фразу о спасении ребенка, а видели только семнадцатого из содержащихся зачем то, по приказанию высшего начальства, взятых русских. Ежели и было что нибудь особенное в Пьере, то только его неробкий, сосредоточенно задумчивый вид и французский язык, на котором он, удивительно для французов, хорошо изъяснялся. Несмотря на то, в тот же день Пьера соединили с другими взятыми подозрительными, так как отдельная комната, которую он занимал, понадобилась офицеру.
Все русские, содержавшиеся с Пьером, были люди самого низкого звания. И все они, узнав в Пьере барина, чуждались его, тем более что он говорил по французски. Пьер с грустью слышал над собою насмешки.
На другой день вечером Пьер узнал, что все эти содержащиеся (и, вероятно, он в том же числе) должны были быть судимы за поджигательство. На третий день Пьера водили с другими в какой то дом, где сидели французский генерал с белыми усами, два полковника и другие французы с шарфами на руках. Пьеру, наравне с другими, делали с той, мнимо превышающею человеческие слабости, точностью и определительностью, с которой обыкновенно обращаются с подсудимыми, вопросы о том, кто он? где он был? с какою целью? и т. п.
Вопросы эти, оставляя в стороне сущность жизненного дела и исключая возможность раскрытия этой сущности, как и все вопросы, делаемые на судах, имели целью только подставление того желобка, по которому судящие желали, чтобы потекли ответы подсудимого и привели его к желаемой цели, то есть к обвинению. Как только он начинал говорить что нибудь такое, что не удовлетворяло цели обвинения, так принимали желобок, и вода могла течь куда ей угодно. Кроме того, Пьер испытал то же, что во всех судах испытывает подсудимый: недоумение, для чего делали ему все эти вопросы. Ему чувствовалось, что только из снисходительности или как бы из учтивости употреблялась эта уловка подставляемого желобка. Он знал, что находился во власти этих людей, что только власть привела его сюда, что только власть давала им право требовать ответы на вопросы, что единственная цель этого собрания состояла в том, чтоб обвинить его. И поэтому, так как была власть и было желание обвинить, то не нужно было и уловки вопросов и суда. Очевидно было, что все ответы должны были привести к виновности. На вопрос, что он делал, когда его взяли, Пьер отвечал с некоторою трагичностью, что он нес к родителям ребенка, qu"il avait sauve des flammes [которого он спас из пламени]. – Для чего он дрался с мародером? Пьер отвечал, что он защищал женщину, что защита оскорбляемой женщины есть обязанность каждого человека, что… Его остановили: это не шло к делу. Для чего он был на дворе загоревшегося дома, на котором его видели свидетели? Он отвечал, что шел посмотреть, что делалось в Москве. Его опять остановили: у него не спрашивали, куда он шел, а для чего он находился подле пожара? Кто он? повторили ему первый вопрос, на который он сказал, что не хочет отвечать. Опять он отвечал, что не может сказать этого.
