Континентальні рифти та кільцеві структури

1 Континентальні рифти- це структури розтягування земної кори. Сусідні ділянки земної кори розсуваються, між ними виникають похилі нормальні підкиди, зміщення по яких компенсує розтягання. Серії підкидів розділяють земну кору на грабени і горсти між ними, які мають характер залишкових структур. В загальному рифт може вважатися складним грабеном, який поділяється на грабени і горсти другого і багатьох наступних порядків. Континентальними рифтами переважно називають складні грабени великої протяжності (сотні і тисячі км) з невеликою амплітудою (декілька км) вертикальних зміщень.

Основні ознаки рифтогенних структур зводяться до наступного. Континентальні рифти мають велику протяжність і різко виражену лінійність. Їх ширина може складати від перших км. до сотень км. В процесі розвитку ширина рифтів збільшується, що вказує на тривалий період їх формування.

Рифтогенні структури виникають в умовах розтягання земної кори. При цьому потоншується земна кора і літосфера, які носять характер крихкого руйнування у верхній частині та пластичного в нижній.

Найбільш великі рифти пов’язані з осьовими частинами склепінних піднять, які зазнали довготривалого розвитку, завдяки чому в сучасному рельєфі кайнозойські рифти виражені яскраво вираженими пониженнями (рифтовими долинами ), що обмежуються крайовими хребтами.

Рифтові структури характеризуються ярко вираженими від’ємними аномаліями сили тяжіння, за винятком ділянок повного розриву земної кори і проявлення на невеликих глибинах витиснутої вверх мантійної речовини. Поверхня Мохоровичича під рифтом припіднята до 25-15 км. проти 40км в середньому на периферії.

Рифтоутворення і розвиток рифтів майже завжди супроводжується магматичною діяльністю.

Найбільш давні, достатньо яскраво виражені рифтові структури відомі в протерозої- ранньопротерозойські проторифти Балтійського щита, рифейські авлакогени у фундаменті Східноєвропейської платформи. Палеозойські рифти розповсюджені значно ширше. До них відносяться Прип’ятсько-Дніпровсько-Донецький і Вілюйський авлакогени, грабен Осло, Серединна долина Шотландії тощо. В мезозої рифтогенез в континентальній корі проявляється ще ширше. Рифтові пояси появляються в Північній Америці, Західній Європі, Західній Африці та ін. областях.

В кайнозої закладаються найбільш великі із сучасних рифтових структур: система Східноафриканських рифтів, включаючи рифт Червоного моря (рис. 5.1), Байкальська рифтова система.

В геологічній історії розвитку рифтів можна виділити два етапи: передрифтовий і власне рифтовий. Передрифтовий етап вивчено недостатньо. Вважають, що утворенню рифтів сприяють процеси збудження, які виникають в земній корі та верхній мантії. Процес досить тривалий і проявляється в регенерації різноглибинних магм.

1 - скиди; 2 - умовні ізогіпси; 3 - континентальні відклади. Грабени, які входять до складу системи рифтів (цифри в колі): 1 - Мертвого моря; 2 - Суецький; 3 - Червоного моря; 4 - Аденського заливу; 5 - Ефіопський; 6 - західна вітка власне Східноафриканського рифта; 7 - східна вітка власне Східноафриканського рифта.

Рисунок 5.1 - Східноафриканська система рифтів та Аравійсько-Африканський рифт (за Г. Клоосом)

Власне рифтовий етап розпадається на стадії закладання, просідання та інверсії. На першій стадії виникають лінійні грабени, які супроводжуються випучуванням склепіння і його наступним обвалом з проявленням інтенсивного вулканізму.

Стадія просідання проявляється в зануренні ложа виниклого грабена. Тривалість стадії нараховує десятки мільйонів років, а амплітуда занурення від 1 до 15км.

Стадія інверсії суттєво змінює структури рифта. Відкладені в ньому товщі піддаються складкотворним і складконасувним деформаціям, набувають лінійної структури. Іноді за інверсійною стадією проходить тільки зміна знаку розвитку, в результаті чого прогинання може змінюватись з вертикальним підняттям.

Виділені стадії розвитку характерні тільки континентальним рифтам, а кінцевим результатом рифтогенезу є океаноутворення через процес спредінгу. Якщо підійти до рифтогенезу з цих позицій, то стадії рифтогенезу в загальній еволюції літосфери будуть виглядати наступним чином: передрифтова стадія, стадія континентального рифта, стадія морського рифта і стадія раннього спредінгу. В залежності від інтенсивності глибинних процесів розвиток рифтів може бути неповним, тобто не досягати кінцевого результату – океаноутворення, а перериватися на одній із стадій або підстадії рифтогенезу.

Розглянемо найбільш характерні рифти земної кори.

Байкальська рифтова система розташована в осьовій частині склепінного підняття земної кори, витягнутого з північного сходу на південний захід. Власне Байкальський рифт обмежений великими глибинними скидами і має більше 1000км довжину і до 60км в ширину. Найбільша глибина в озері досягає 1650м. На північному сході і південному заході рифт продовжується у вигляді складної системи кулісоподібних розташованих грабенів. Гірські хребти, що обрамляють рифт, підняті на значну висоту і складені ранньодокембрійськими кристалічними породами. Товщина кори тут складає 42-46км. Товща неущільнених осадів в рифті досягає 3 км. Загальне занурення кристалічної основи складає 6-7 км на півдні і 4-5 км на півночі. Вік найбільш давніх осадів складає 25-30 млн. років, що дозволяє віднести виникнення рифта на кінець олігоцену. Активний розвиток Байкальського рифта продовжується й зараз із середньою швидкістю занурення дна 0,6 см і розсування 0,2-0,3 см в рік.

Під рифтом розташована велика позитивна гравітаційна аномалія, пов’язана з породами підвищеної щільності, які компенсують нестачу мас у верхній частині кори. Занурена вона на глибину до 34-35км. Тепловий потік під дном Байкалу в 2-3 рази перевищує фоновий. В магнітному полі яскраво виділяються поздовжні смугові аномалії.

Серед палеозойських рифтів найбільш детально вивчено Дніпровсько-Донецький палеорифт (авлакоген). Він заповнений потужною товщею осадових відкладів від середньодевонських до неогенових включно. Відклади девону, турне і нижнього візе розповсюджені майже виключно в центральній частині рифта, тоді як на його бортах осадовий розріз розпочинається з відкладів верхнього візе. Починаючи з нам’юрського віку палеорифт не виділяється високою активністю, перетворившись в прогин, а потім в синеклізу, але товщини більш молодих відкладів в його межах досить великі. В середній частині палеорифта розташований лінійно-орієнтований грабен, який обмежений великим скидами, з амплітудами вертикального зміщення до 5 км і більше. Грабен служить основою для утвореного в пізньому візе широкого прогину. Товщина відкладів, які складають прогин, поступово збільшується до його центру, досягаючи 6-12 км. Збільшення товщини проходить стрибкоподібно, головним чином за рахунок рифтогенних відкладів девону, нижнього візе. Серед верхньо-девонських порід присутні величезні за об’ємом поклади солі, які досягають товщини 2 км і більше. Солі містять місцями чисельні покриви, сіли та покривні тіла ефузивних порід, що вказує на інтенсивність проявлення вулканізму під час соленакопичення.

Глибинна будова Дніпровсько-Донецького палеорифта характерна для подібних структур. Граніто-гнейсовий шар зменшується від 20 км на бортах до 12 км в центральному грабені, а базальтовий шар – від 30 до 18 км. Поверхня Мохоровичича на бортах розташована на глибині 45 км., а в центрі піднімається до 30-35 км. За геофізичними даними в основі осадового розрізу осьової зони Дніпровсько-Донецького палеорифта присутні значні за товщиною рифейські утворення, а, відповідно, закладення рифта відноситься ще до рифею.

Прикладами континентальних глибинних рифтів можуть бути Африкано-Аравійський рифтовий пояс, який протягується від Мертвого моря на півночі до р. Замбезі на півдні (близько 4 тис. км.); система Рейнських грабенів протяжністю до 600 км; Провінція Басейнів і Хребтів у США довжиною до 1000 км.

Ширина рифтів надзвичайно різноманітна – від десятків до сотень км. Наприклад, ширина Верхньо-Рейнського рифта 40 км, а рифта Провінція Басейнів і Хребтів – 600 км. Вертикальна амплітуда опускання земної кори не перевищує 3 км, крім Байкалу. Величина розтягування для Африкано-Аравійськоо рифта складає 5-10 км; Байкальського – 10-20 км; Рейнського – 5-10 км, Провінції Басейнів і Хребтів – до 70 км.

Процес рифтогенезу зараз справедливо розглядають як один із найважливіших процесів розвитку земної кори, який за своїм значенням можна порівняти із геосинклінальним процесом. В протилежність останньому, який по відношенню до континентальної кори носить творчий, конструктивний характер, рифтогенез веде до деструкції континентальної кори, але й одночасно до новоутворення кори океанічного типу і до початку геосинклінального розвитку.