КОНТИНЕНТАЛЬНІ РИФТИ ТА КІЛЬЦЕВІ СТРУКТУРИ, ОСНОВНІ ПРИЧИНИ ЇХ ВИНИКНЕННЯ, РОЗПОВСЮДЖЕННЯ І КЛАСИФІКАЦІЯ

Континентальні рифти – це гігантські структури розтягання земної кори і літосфери, морфологічно виражені системами грабенів з потовщеною земною корою, підвищеним тепловим потоком, вулканічною і сейсмічною активністю. Мають значну довжину, чітко виражену лінійність, супроводжуються від'ємними аномаліями сили тяжіння, часто приурочені до осьових частин великих склепінних підняттів. Обмеженнями рифтових систем і окремих грабенів, що їх складають, є скиди або скидо-зсуви. Потоншення земної кори та просідання окремих ділянок, яке відбувається в результаті розсуву, виражається формуванням рифтових долин і грабенів.

Характерними особливостями континентальних рифтів є:

- лінійність, значна протяжність (до тисяч кілометрів) при ширині рифтової долини 45-70 км; наявність грабеноподібнихдепресій в центральній частині, асиметричність будови; наявність поперечних підняттів, структур розщеплення; наявність системи скидів, які обмежують рифтові долини, поява осьової зони з молодим і інтенсивним вулканізмом;

- специфічні осадові і магматичні формації, велика загальнапотужність відкладів (до 7-10 км), різка зміна фацій і потужностей осадових та вулканічних порід, особливо навхрест простягання рифтової зони;

- переважанняамплітуди прогинання рифтових долин над амплітудою підняттяїх флангів; розтягнення в площині, поперечній до їх простягання; послідовний розвиток рифту за простяганням глобальної структури;

- підвищені сейсмічність (переважання дрібнофокусних землетрусів з незначними магнітудами) і тепловий потік; наявність малоглибинного шару з аномальними швидкостямипоздовжніх сейсмічних хвиль (Vp= 7,3-7,7 км/с); зменшенатовщина літосфери.

Рифтові зони відрізняються своєрідним магматизмом: кільцеві ультраосновні лужні інтрузії дорифтової стадії змінюються лужно-базальтовим магматизмом у фазу максимального розкриття. Змінюється і тип вулканізму: від тріщинного на ранніх стадіях до центрального на пізніх.

Процес утворення рифтів проявляється практично на всіх стадіях розвитку Землі. Протерозойські рифти відомі на Балтійському щиті; рифейські рифтогенні структури широко представлені системою авлакогенів Східно-Європейської і Північно-Американської платформ. Численні рифти відомі у фанерозої: Дніпровсько-Донецький і Вілюйський авлакоген, грабен Осло, рифти Шотландії та Індостану, Західно-Європейська рифтова система. Серед сучасних рифтових зон найбільшими є Східно-Африканська і Байкальська рифтові системи.

В геологічній історії розвитку рифтів виділяють два етапи: передрифтовий і власне рифтовий. Передрифтовий етап вивчений недостатньо. Рифтовий етап розпадається на стадії закладання, просідання та інверсії. На першій стадії виникають лінійні грабени, які супроводжуються випучуванням склепіння з його наступним обвалом та проявленням інтенсивного вулканізму. Стадія просідання проявляється в зануренні ложа грабена, що виник. Її тривалість - десятки мільйонів років, амплітуда занурення 1-15 км. Стадія інверсії змінює структуру рифта. Товщі порід піддаються складкотворним і складконасувним деформаціям, стають лінійними. Кінцевим результатом рифтогенезу є океаноутворення через спредінг.

Рейнський грабен розташований в осьовій частині склепінного підняття герцинських споруд Західної Європи, видовжений на 300 км у північно-східному напрямку шириною 30-40 км. Утворення грабена пов'язується з магнітним діапіром, початок формування якого відноситься до пізньої крейди. Це викликало глибинні розколи земної кори і вилив основних лав. Грабен оточений системами крутопадаючих скидів, складений потужними товщами теригенно-уламкових порід з пачками лав основного, ультраосновного і карбонатного складу. Характерною особливістю є розщеплення кінцівок грабена на розгалужені дрібні грабени.

Східно-Африканська рифтова система є найбільшою в світі, вона видовжена в субмеридіальному напрямку на 3000 км і включає ряд рифтових зон, які знаходяться на різних стадіях розвитку: від континентальних грабенів і рифтів (Кенійський, Західний, Ефіопський, Афар) до структур, де почалося формування нової океанічної кори (Червоне море).

Прикладом континентальних рифтів початкової стадії розвитку слугує ланцюг невеликих грабенів у центральній і північній частині Ефіопського плато, найбільший з яких представлений рифтом озера Тана – депресією довжиною 189 км шириною 40-60 км, заповненою озерними відкладами, покривами молодих базальтів. Грабен характеризується асиметричною формою, малою амплітудою занурення, відсутністю тріщин у дні грабена, проявами лужного базальтового вулканізму.

Континентальні рифти зрілої стадії розвитку представлені Ефіопським рифтом – депресією довжиною 500 км і шириною 70-80 км, розташованою між піднятими блоками Ефіопського і Сомалійського плато. Рифт приурочений до осьової частини великого склепінного підняття висотою 2,5-3 км над рівнем моря. У дні рифту спостерігається значна кількість крутопадаючих скидів. Це зона активного сучасного розтягнення земної кори, яка контролює розміщення багатьох четвертинних вулканів. Важливу роль в будові рифту відіграють поперечні розломи, з якими пов'язані зміщення рифтової долини, її розширення чи звуження. Ефіопський рифт характеризується високою сейсмічністю і від'ємною аномалією сили тяжіння.

Структурою, перехідною від континентального рифту до океанічного є Афарський рифт – область потрійного зчленування гілок рифтової структури: континентального Ефіопського рифту і океанічних рифтів Червоного моря та Аденської затоки. Афарський рифт має форму трикутника, який розширюється в південно-східному напрямку. Рифтова западина має глибину до 3,5 км, обмежена уступами, складеними докембрійськими породами. Рифт виповнений вулканогенними і осадовими комплексами, обмеженими системами східчастих скидів. Він характеризується аномально високим тепловим потоком і значним градієнтом температур, високою концентрацією скидів на окремих ділянках. Специфічною особливістю структури рифта є осьові хребти – активні вулканічні зони.

Червономорський рифт є структурою початкової стадії розвитку океану. Це вузька прямолінійна тектонічна западина довжиною близько 2000 км, шириною 250-300 км. Для нього характерна висока позитивна аномалія сили тяжіння і високоамплітудні лінійні магнітні аномалії.

Аденський рифт є відображенням наступної стадії розвитку океану. Це затока Індійського океану шириною 300 км і довжиною 900-1300 км, яка розширюється на схід, а на заході з'єднується зі структурами Афару.

Байкальський рифт видовжений в північно-східному напрямку на 1000 км шириною 60 км. Він розташований в осьовій частині склепінного підняття, обмежений великими глибинними скидами, за якими дно озера Байкал опускається на глибину 1,5 км. В районі рифту відзначається велика позитивна гравітаційна аномалія, смугасті магнітні аномалії і високий тепловий потік. За даними ГСЗ Байкальський рифт розташований в області максимального наближення до земної поверхні величезної області аномально розігрітої мантії, яка охоплює великий район Центральної Азії, Алтай, Забайкалля.

Рифтогенез не пов'язаний з якимись місцевими причинами, а обумовлений розтяганням великих областей земної поверхні. Це призводить до деструкції континентальної кори та до утворення кори океанічного типу і до початку геосинклінального розвитку.

Океанічні рифтові системи виконують роль дивергентних границь літосферних плит, вони виникають в умовах латерального розтягу і асоціюють з глибинними розсувами. Океанічнийрифтогенез може виступати прямим продовженням континентального, відрізняючись від нього в першу чергу розвитком процесів формування нової кори океанічного типу.

Багато океанічних утворень та елементів тектонічної будови мають яскраво виражену заокруглену форму. Це діючі або потухлі вулкани, інтрузивні масиви, які разом з навколишніми дайками і розривами створюють кільцевий рисунок. Заокруглена форма властива багатьом западинам на земній поверхні. Дуговим розташуванням характеризуються річкові долини, озера, узбережжя морів. Для позначення цих форм прийнятий загальний термін кільцеві структури. Дляїхвизначення широко використовують аерофотозйомку. За спостережними даними встановлено, що серед них виділяються декілька генетичних типів: структуримагматогенного походження, метаморфогенніструктури, пов'язані з діапіризмом соленосних і глинистих товщ, льоду, грязьо-і гідровулканімом; вибухові структури, структури ударного (метеоритного походження); склепінні підняття і занурення, пов'язані з порушенням ізостатичної рівноваги.

ЛЕКЦІЯ 15