Континентальний рифтовий режим.

 

Рифтовый режим схожий на орогенний і іноді розуміється як його різновид. Але наявність ряду специфічних рис змушує виділити рифтовий режим в самостійну категорію.

Ті добре відомі приклади рифтового режиму, відносяться за часом свого прояву виключно до кайнозою, причому найважливіші події в їх розвитку відбувалися в неогені і четвертинному періоді, тобто в епоху неотектонічної активізації. Багатьма дослідника робилися спроби встановити більше древні прояви рифтового режиму. Але всі спроби не вийшли зі стадії припущень. Наприклад, рахується, що авлакогени аналогічні рифтам. Але не всі елементи, що складають рифтовий режим, виявлені в древніх авлакогенах. Так що поки не відомо, чи проявлявся рифтовий режим у минулі тектонічні цикли і як він був виражений.

Рифт – англійське слово, що означає розкол з розтяганням. При буквальному розумінні кожний нормальний скид або раздвиг є рифтом. Але як геологічний термін, рифт означає сукупність структур розтягання. Простими структурами розтягнення є грабени. Отже, рифт – це сукупність грабенів, які належать до однієї області розтягання земної кори. Також іноді говорять про рифтові пояси і рифтові системи, маючи на увазі сукупність грабенів різних порядків.

На материках рифти спостерігаються в різних місцях. Найбільш типовими і відомими є: Аравійсько-Африканський рифтовий пояс, Байкальський рифт, Рейнський рифт та рифт Великого Басейну на серединному масиві Північно-Американських Кордильєр.

Всі вони утворилися приблизно в один і той же час (переважно в неогені і четвертинному періоді), але на різному фундаменті. Аравійсько-Африканський пояс і Байкальський рифт заклалися на древній платформі. Рейнський рифт – на эпигерцинской платформі, а рифт Провінції Хребтів і Долін – на серединному масиві всередині мезозойської геосинкліналі. Важливо підкреслити, що у всіх випадках фундамент материкових рифтів зберігається. Він тільки опущений у грабенах, але не розсунутий у сторони, як це передбачається для океанічних рифтів.

Підготовчою стадією розвитку рифтового режиму у всіх випадках було утворення великих опуклих структур типу антекліз, але більших розмірів і більшої амплітуди. Ці структури називаються зводами. Вони мають неправильно овальну форму, в перетині декілька сотень і навіть тисяч кілометрів і амплітуду підняття в декілька кілометрів.

На зводах утворюються розколи розтягання, уздовж яких і формуються складні грабени, розділені на грабени і горсти другого та більше високих порядків. Розташування розколів на зводах контролюється двома факторами:

- розподілом розтягуючих напружень, що виникають при вигинанні зводів під дією сил, що направлені знизу догору;

- неоднорідностями будови земної кори.

Ширина грабенів 30-60 км, а амплітуда скидів – декілька кілометрів (максимальна 5-6 км). Грабени занурюються поступово, але на протязі тривалого геологічного часу поштовхами. Скидам передує період формування флексур.

Вулканічна діяльність супроводжує, як випереджальне підняття зводів, так і подальший розвиток грабенів. Обсяг вулканічної діяльності у різних випадках і різних місцях дуже різний. Серед лав різко переважають лужні породи – фоноліти, трахіти та ін., родоначальником яких є лужний базальт.

Зводи в сучасному рельєфі виражені пологими підняттями, а грабени – низовинами у формі долин. Часто до них приурочені озера та річкові долини. Грабени частково заповнені вулканічними породами, а також озерними і річковими відкладами. Всі рифтові області характеризуються сильною сейсмічністю.

Познайомимося з історією і будовою деяких головних рифтів.

Аравійсько-Африканський рифтовый пояс є найбільш крупною структурою цього типу, що спостерігається на материках (рис. 53, 54). Він простягається в меридіональному напрямку на 6500 км від Близького Сходу в Східну Африку до устя р. Замбезі та розділяється на дві рифтові системи – Еритрейську та Східно-Африканську, що продовжують одна одну. Але кожна система пов'язана зі своїм власним зводовим підняттям: Нубійсько-Аравійським та Східно-Африканським. Перше має в перетині 2000 км і вертикальну амплітуду 5 км; друге має розміри 1200 х 2000 км і амплітуду 3 км.

 

Рис. 53. Аравійсько-Африканський рифтовий пояс.

1 – умовні ізогіпси зводів: І – Нубійсько-Аравійський або Еритрейського; ІІ – Східно-Африканського; 2 – скиди (штрихи направлені в сторону опущеного крила); 3 – моря і озера.

Грабени (цифри на схемі): 1 – Мертвого моря, 2 – Акаба, 3 – Суецький, 4 – Червоного моря, 5 – Аденський, 6 – Ефіопський, 7 – східна частина Східно-Африканського рифту («рифт Грегорі»), 8 – західна частина Східно-Африканського рифту, 9 – Ньяса.

 

 

В Еритрейській системі головним є грабен Червоного моря, який простягається смугою шириною близько 60 км уздовж осі Червоного моря. На північній і південної перикліналях Нубійсько-Аравійського зводу грабен Червоного моря віялоподібно розщеплюється на більше дрібні грабени: Суецький та Акаба на півночі і Аденський і Ефіопський на півдні. На північному продовженні грабену Акаба виділяють грабени Мертвого моря, Ліванський та Сірійський. Таке розташування грабенів повністю погоджується з полем розтягуючих напружень на ділянці кори, яка зазнала вигинання під дією вертикальних сил.

Нубійско-Аравійський звод утворився в мезозої. Окремі грабени системи розвивалися, починаючи з олігоцену, але переважно в міоцені і пліоцені.

Східно-Африканська рифтова система має більше складну будову (рис. 54). Єдиний на півночі грабен оз. Рудольфа південніше розділяється на дві частини, що охоплюють центральну частину Східно-Африканського зводу дугами зі сходу і заходу.

Східна дуга – це рифт Грегорі. Він простягається через Кенію та Північну Танзанію, де віялоподібно розщеплюється на декілька малих грабенів і закінчується.

Західна частина від оз. Рудольфа простягається вздовж смуги великих озер: Альберта, Едуарда, Киву, Танганьїки, Ньяси.

Максимальна амплітуда опускання грабенів у всій Східно-Африканській системі досягає 3 км.

 

Рис. 54. Тектонічна схема Східно-Африканського рифту (за А.В.Горячевим).

1 – протоплатформи, які складені докембрійськими магматичними і метаморфічними породами: І – Конголезька, ІІ – Касаі, ІІІ – Танганьікська, IV – Родезійська, V - Трансваальська, VI – Мальгашська; 2 – простягання зон докембрійської складчастості; 3 – границі після середньопротерозойського Рузізі-Убендійського складчастого поясу; 4 – границі після середньорифейського Карагве-Анколійського складчастого поясу; 5 – простягання Мозамбікського поясу тектоно-магматичної активізації (1100-500 млн. років); 6 – неоген-четвертинні вулканогенні породи, які пов’язані з формуванням рифтів; 7 – основні неоген-четвертинні рифтогенні розломи; 8 – інші розломи (пунктиром показані розломи, що передбачаються).

 

 

Східно-Африканський звід піднявся наприкінці мезозою і палеогені. Рифт Грегорі почав утворюватися в пізньому міоцені, а головні рухи в ньому відбувалися в пліоцені та плейстоцені. Західна частина заклалася в ранньому міоцені, але максимальна тектонічна активність тут також відбувалася в плейстоцені.

Вулканічна діяльність великої потужності супроводжувала розвиток рифта Грегорі протягом всіх його стадій.

Перші виверження фонолітів на поверхні Східно-Африканського зводу відбулися в міоцені, ще до утворення грабенів. В подальшому площа прояву вулканізму звужувалася і зрештою зосередилася всередині самого грабену. При цьому тріщинні виливи в голоцені змінилися на виверженням ряду центральних вулканів.

Західна частина характеризується значно меншим обсягом вулканічної діяльності.

Розташування грабенів на Східно-Африканському зводі визначається неоднорідностями будови земної кори, наявністю в ній міцних древніх масивів і значно менш міцних зон колишніх протерозойських геосинкліналей.

 

Байкальський рифт облямовує не тільки улоговину оз. Байкал, але і велику кількість депресій, що примикають до неї (рис. 55). Він простягається від западини оз. Хубсугул на південному заході через западини Тункінську, Південно-Байкальську, Північно-Байкальську, Баргузинську, Верхньо-Ангарську до западин Муйської, Баунтовської, Чарської, Токкінської та інших більш дрібних западин на північному сході. Загальна довжина рифту досягає 2600 км. Він утворився переважно на зводовому піднятті поверхні докембрійського фундаменту.

Розвиток грабенів відбувалося в пізньому пліоцені, плейстоцені та голоцені. Вся зона виявилася розрізаною складною сіткою поздовжніх і поперечних скидів. Амплітуда вертикальних переміщень різна в різних місцях і досягає 5 км.

Вулканізм був слабким. Відомі лише невеликі за обсягом виливу базальтів з декількох вулканічних апаратів.

 

Рейнський рифт складається з декількох грабенів. На півдні це – Верхньо-Рейнський грабен, який розділяє горбкуваті масиви Вогез на заході та Шварцвальду на сході. Північніше Франкфурта-на-Майні грабен розділяється на дві гілки. Одна з них продовжується на північ (Гісенський грабен) і згасає в районі м. Геттінгена. Друга направляється на північний захід і закінчується на території Голландії. Ця гілка носить назву Нижньо-Рейнського грабену.

Довжина Рейнського рифту приблизно 600 км. У рельєфі, майже на всьому своєму простяганні, він виражений долиною шириною приблизно 40 км.

Рейнський рифт накладений на складчастий палеозойський фундамент і мезо-кайнозойський осадовий чохол епігерцинської Західно-Європейської платформи. Він незгідно січе палеозойські складчасті структури, які мають переважно широтні простягання. Під час платформної стадії – у мезозої та палеогені – утворився Рейнський звід, до складу якого входили Шварцвальд, Вогези, Рейнські гори та Арденни. Розміри зводу 250 х 350 км, амплітуда підняття близько 1 км. Положення Верхньо-Рейнського грабену збігається з віссю цього зводу, а розгалужені його закінчення – з перикліналями (рис. 56).

 

 

Рис. 55. Схема будови Байкальського рифту та зони епімезозойської активізації в Західному Забайкаллі.

1 – зона герцинської складчастості; 2 – зона каледонської складчастості; 3 - нижньопалеозойські відклади Ангаро-Ленського передового прогину байкальської орогенної зони; 4 – протерозойські осадові та метаморфічні породи; 5 – протерозойські гранітоїди; 6 – зона архейської складчастості; 7 – неотектонічні грабени Байкальського рифту; 8 – грабени в зоні епімезозойської орогенної активізації; 9 – ізолінія глибини 1000 м в оз. Байкал; 10-11 – границі зони нотектонічного підняття: 10 – до 3000 м; 11 – до 2000 м.

Грабени Байкальського рифту: 1 – Хубсугульські; 2 – Терський; 3 – Тункінський; 4 – Байкальські; 5 – Нижньо-Селенгінський; 6 – Баргузинський; 7 – Верхньо-Ангарський; 8 – Баунтовський; 9 – Муйський; 10 – Чарський.

 

 

Отже, і в цьому випадку, як на Нубійсько-Аравійському зводі, розташування розривів визначається полем розтягуючих напружень, які пов'язані з вигинанням земної кори під дією вертикальних сил.

Південна частина рифта почала формуватися в пізньому еоцені та поступово, на протязі олігоцену, неогену та четвертинного часу, осідання поширювалося на північ. На різних стадіях формування рифту супроводжувалося виливом лужних лав. Загальна амплітуда опускання грабенів досягла 2,5 км.

Широка рифтова зона займає територію Великого Басейну (США) в центрі Кордильєр у штатах Каліфорнія, Невада, Юта та Арізона (рис. 57). Ширина зони 600 км. Морфологічно – це високе плато, розділене на поздовжні (меридіональні) хребти і долини між ними. Геологічно – це серединний масив у мезозойській геосинкліналі Кордильєр. Масив складний потужними дислокованими палеозойськими відкладами, які незгідно перекриті плямами малопотужних, головним чином, континентальних мезозойських відкладів.

 

 

Рис. 56. Схема Рейнського рифту (за Г.Клоосом).

І – грабени: 1 – Верхньо-Рейнський, 2 – Нижньо-Рейнський; 3 – Гісенськи; ІІ – скиди; ІІІ – контур Рейнського зводу; IV – області неогенового та четвертинного вулканізму.

 

 

У міоцені почалося розтягання, що привело до утворення великої кількості нормальних скидів і до розподілу всієї зони на грабени і горсти. Розтягання було найбільшим на початку пліоцену. До цього ж часу приурочений і потужний вулканізм.

Передбачається, що через Каліфорнійську затоку рифт Великого басейну з'єднується з рифтом Східно-Тихоокеанського підводного хребта, тобто з океанічним рифтовим поясом.

Спочатку вважалося (Г. Клоос), що утворення систем грабенів можна пояснити розтягненням земної кори при формуванні зводів і опусканням клинів земної кори в зазори, що утворяться, за принципом арки. Але підрахунки показали, що такого механізму недостатньо для пояснення амплітуди грабенів.

Наприклад, розсув, який би міг утворитися на Східно-Африканському зводі завдяки одному розтяганню кори в результаті її вигинання, не перевищив би декількох сотень метрів. У той же час, виходячи із середнього нахилу скидів (60—70°) та їхньої вертикальної амплітуди (до 3 км), встановлено, що необхідне для утворення цього рифту розтягнення повинно було б досягати декількох кілометрів.

Більше точні підрахунки для Рейнського рифту показали розмір розтягання у 4,8 км, тоді як за рахунок одного згинання зводу розтягання не перевищувало б декількох сотень метрів.

 

 

Рис. 57. Положення рифту Великого Басейну в геосинклінальному поясі Кордильєр.

1 – Канадський щит; 2 – Північно-Американська платформа з осадовим чохлом; 3 – передовий прогин орогенної зони Кордильєр; 4 – парагеосинкліналь Скелястих Гір; 5 - мезозойська евгеосинкліналь Сьєрра-Невади; 6 – границя серединного масиву; 7 – частина серединного масиву зі спокійним заляганням палеозойських та мезозойських відкладів; 8 – частина серединного масиву, яка покрита молодими вулканічними виливами; 9 - частина серединного масиву, яка має рифтову будову та розділена на численні горсти та грабени; 10 – альпійська геосинклінкліналь; 11 – підводне Східно-Тихоокеанське підняття; 12 – розлом Сан-Андреас; 13 – підводна гряда Меррей.

Цифри на рисунку: 1 – Береговий хребет; 2 – Поперечний хребет; 3 – Сьєрра-Невада; 4 – Колумбійське плато; 5 – Великий Басейн; 6 – плато Колорадо; 7 – Західна Сьєрра-Мадре; 8 – Скелясті Гори; 9 – Східна Сьєрра-Мадре.

 

 

Для Провінції Хребтів і Долін сумарне розтягання досягло 70 км. Таке розтягання, звичайно, не може бути компенсовано одним вигином. У всіх випадках розмір розтягання відповідає приблизно 10% ширини зони розтягання.

Опускання грабенів не можливо пояснити і виверженням в процесі вулканічної діяльності глибинного матеріалу, тому що не спостерігається зв'язок між розмірами занурення грабену і обсягом вулканічних продуктів. Наприклад, у Байкальському рифті вулканізм набагато слабкіше, ніж у рифті Грегорі, а амплітуда опускання більше.

Варто припускати, що в зонах розвитку рифтів на земну кору діють якісь особливі сили розтягання. Саме, зв'язок рифтів з динамічною обстановкою розтягання і змушує виділяти їх в особливий ендогенний режим. Він відрізняється від орогенного режиму, у розвитку якого немає ознак розтягання.

 

Континентальні рифти разом з океанічними, які співпадають з серединно-океанічними хребтами, утворюють планетарну систему. Так, складна система Аравійсько-Африканських рифтів через Червоне море та Аденську затоку безпосередньо зв’язані з океанічним рифтовим поясом. Рифт провінції басейнів і Хребтів у Північно-Американських Кордильєрах розташований на продовженні Східно-Тихоокеанського серединно-океанічного хребта і також є продовженням океанічного рифтового поясу. Проте, океанічні та континентальні рифти відрізняються характером розвитку в зв’язку з чим їх режими необхідно розглядати окремо. Загалом рифтовий режим характеризується закономірним поєднанням двох ендогенних процесів – тектонічного і магматичного.

Характерною особливістю континентальних рифтів є широкий розвиток лужних мігматитів – фонолітів, трахіобазальтів, трахіандезитів, трахітів тощо. Всі вони являються диференціалами лужних базальтів. Тільки на початку циклу вулканічної діяльності в континентальних рифтах магма іноді має сублужний або толеїтовий склад. Цим вони, в першу чергу, відрізняються від океанічних рифтів вулканізм яких характеризується магмами толеїтового складу.

Здебільшого перші прояви вулканізму носять площовий характер і лавові покриви поширюються на значні території. Цей етап співпадає з формуванням підняттів, які випереджають рифтоутворення. Вобласті підняття утворюється мережа тріщин по яких і піднімається лава до поверхні. В подальшому вулканізм зосереджується на обмежених площах і тип його замість площового стає центральним. Іншими словами тріщин ний вулканізм, змінюється вулканами центрального типу. В результаті піднімання окремих блоків утворюється серія грабенів та горстів. На дні перших або на їх схилах утворюються окремі поодинокі вулкани.

Слід зазначити, що об’єм вулканічної діяльності в різних місцях рифтової зони може біти різним. Наприклад, в Аравійсько-Африканському рифті вулканізм проявився в дуже широких масштабах, в той час як у Балтійському рифті він незначний. При цьому об’єм вулканізму не зв’язаний з глибиною рифтів. Якщо звернутися до попереднього прикладу то в байкальський рифт значно глибший за Аравійсько-Африканський. Навіть можна говорити про обернений зв’язок глибини рифтів і об’ємом вулканізму.

Таким чином, послідовними елементами континентального рифтового режиму на земній поверхні є: склепеневе підняття кори; розтягування кори з результаті її вигинання; розтріскування кори; площовий вулканізм сублужного або теліїтового типу; подальше розтягування кори з утворенням гнормальних вскидів; формування складних структур розтягу, складених системою грабенів та горстів; центральний вулканізм лужного складу.

Є.Є.Мілановський розглядає рифтогенез, як один з закономірних режимів розвитку земної кори впродовж усієї геологічної історії Землі. Він окрум склепенево-вулканічного типу рифтів виділяє також “лужний” тип, зумовлений шляхом простого розтягу (розсування) земної кори, при якому підля розтягу краї рифта зазнають піднімання. Окрім того цей дослідник ототожнює рифтоутворення з утворенням авлокогенів з чим не погоджується В.В.Білоусов, який вважає що рифтоутворення це короткотривалий процес, а формування авлокогенів відбувається впродовж тривалого часу і закономірно передує утворенню осадового чохла на платформі.

Відомі сьогодні внутрішньоконтинентальні рифти утворилися на древній платформі (Аравійсько-Африканський пояс, байкальський рифт) або в межах серединних масивів кіммерійської (мезозойської ) геосинкліналі Кордильєр. В усіх випадках вони утворилися на ділянках консолідованої земної кори, а океанічні рифти формуються на корі океанічного типу, що є також одним з відмінностей між внутрішньоконтинентальними і океанічними рифтами.

Глибинна будова тектоносфери характеризується розущільненим станом верхніх шарів мантії (або астеносфери). В районі рифтоутворення потужність земної кори досягає лише 30 – 35 км, а під корою знаходиться “аномальна” мантія з пониженими сейсмічними швидкостями (7,4 – 7,8 км./с). така розущільнена мантія утворює своєрідну лінзу потужністю 20 – 30 км, яка простягається за межі поверхневого проявлення рифтової зони. Тоюто під такими зона утворюється своєрідне “вздуття” астеносфери, яке сприяє формуванню астеносферного діапіра, який і зумовлює підняття земної кори.

Усі рифти характеризуються підвищеним тепловим потоком. Під ними температура на поверхні Мохоровічіча досягає 1100 – 1200 ^оС. відповідно при таких умовах можливе виплавлення базальту з перидотиту, а також часткове плавлення порід нижньої частини розрізу земної кори.

Рифтовий режим безпосередньо зв’язаний зі “збудженням” стану верхньої мантії, що і є результатом підвищеного теплового потоку з глибини земної кори. Проте ознаки значного прогрівання земної кори відсутні, а, відповідно, відсутній і метаморфізм і анатексис. Проникливість земної кори зумовлена з розломною тектонікою і ніяк не пов’язана з тепловим режимом. Розломи, як правило, глибинного закладення, що сприяє швидкому підніманню магми до поверхні, що запобігає її взаємодії з вміщуючим середовищем.

Така схема рифтоутворення робить його подібним до орогенного режиму, проте в першому випадку відсутні характерні для орогенів калієві граніти, а це є ознакою іншого, по відношенню до орогенного режиму, стану земної кори.

Таким чином, як випливає з наведеного континентальний рифтогенний режим характеризується наступними особливостями:

формування в підкоровому просторі “аномальної” розущільненої мантії у вигляді лінзи, що обумовлює утворення своєрідного астеносерного діапіру;

піднімання земної кори і утворення в місцях розтягу глибинних розломів вскидового типу:

утворення системи вскидів і грабенів та горстів;

піднімання по зонах розломів магматичних розплавів і формування на початковій стадіх тріщинного площинного вулканізму, а пізніше і вулканів центрального типу;

перевага лужних мігматитів (фонолітів, трахіобазальтів, трахіандезитів) над толеітовими;

заповнення грабеноподібних западин теригенним матеріалом за рахунок руйнування сусідніх горстоподібних піднять.