10. Рифтогенез, тектонические процессы на дивергентных и трансформных границах литосферных плит
10.3.Континентальный рифтогенез
Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся более чем на 3000 км через всю Восточную Африку, называется поясом Великих африканских разломов (рис. 10.8) [7]. Менее протяженными, но также хорошо изученными континентальными рифтами являются Байкальская рифтовая система, Рейнский грабен в Западной Европе, рифт Рио-Гранде в Северной Америке и другие.
Рис. 10.8. Система Великих Африканских разломов..
Рельеф, структура, осадочные и магматические формации континентальных рифтовых зон. Центральную часть рифтовых зон обычно занимает долина (впадина) шириной 40-50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы грабенов или полуграбенов (рис. 10.9) [7]. Как показали геофизические, в том числе сейсмические, исследования, многие из этих сбросов выполаживаются на глубине и нередко содержат сдвиговую компоненту.
Рис. 10.9. Рифтовая долина, Кения..
Осадочные формации континентальных рифтов относятся преимущественно к молассовым, с преобладанием обломочных отложений озерного, аллювиального, пролювиального генезиса в сочетании с тем или иным количеством вулканитов. В условиях тропического аридного климата могут накапливаться эвапориты, а в вулканических зонах вынос вещества горячими источниками создает условия для отложения специфических содовых, кремнистых, сульфатных и хлоридных осадков [7].
Магматические породы в континентальных рифтах весьма разнообразны, среди них широко развиты щелочные разности – от оливиновых базальтов до фонолитов и риолитов, известны щелочные ультрабазиты и сопутствующие им карбонатиты[7]. Состав магматических формаций свидетельствует об их происхождении как за счет мантийных выплавок, так и коровых кислых расплавов. Так, в зоне Кенийского рифта, входящего в систему Великих африканских разломов, современный вулканизм сосредоточен на восточном, более приподнятом, крыле рифта. Наиболее известные действующие вулканы этой зоны, извергающие щелочные лавы средне-основного состава – Ньирагонго и Ньямлагира (рис. 10.10 ,pис. 10-11).
Рис. 10.10. Многозональный космоснимок вулканов Ньирагонго и Ньямлагира..
Рис. 10.11. Городок Гома после извержения вулкана Ньирагонго в январе 2002 года, Кения..
Структура земной коры в континентальных рифтах и их переход в океанские. Геофизические исследования зон континентального рифтогенеза практически во всех случаях фиксируют значительное утонение земной коры до 25-20 км и менее и соответствующее ему разуплотнение пород верхней мантии, которые залегают под рифтовыми зонами в виде астенолинз [7]. Для этих участков характерен повышенный тепловой поток. В системе Великих африканских разломов прослежено закономерное уменьшение мощности земной коры от Кенийского рифта (20-22 км) к рифту Афар в Эфиопии (13 км), который в виде «раструба» открывается в Красноморский и Аденский океанические рифты, образуя с ними тройное сочленение (рис. 10.12).
Рис. 10.12. Раскрывающийся рифт Афар..
В наиболее широкой его части зафиксированы новообразования океанической коры в виде массового внедрения долеритовых даек [7].Таким образом, различные части Восточно-Африканской рифтовой системы находятся сейчас на разных этапах своего раскрытия, что позволяет, с учетом скоростей раздвига, строить прогнозные модели этого процесса. С другой стороны, детальные исследования в зонах Красноморского и Восточно-Африканских рифтов способствовали выработке модели перехода континентального рифтинга в океанический спрединг (рис. 10.13).В отличие от Восточно-Африканских рифтов, Байкальский рифт сформировался в результате длительного и унаследованного с мезозоя растяжения и субгоризонтального соскальзывания коровых пластин, не связанных непосредственно с подъемом мантийного вещества в виде астенолинзы [5].
Рис. 10.13. Модель перехода континентального рифтинга в океанический спрединг..
Не всегда процесс растяжения континентальной коры заканчивается формированием морских бассейнов с новообразованной океанской корой. Если формирование континентального рифта останавливается на более ранних стадиях, то он сохраняется в структуре континентов в виде авлакогена, а в эпохи тектоно-магматической активизации используется как ослабленная зона [7].