Континентальный рифтогенез

Активным рифтовым зонам континентов свойственны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Главный современный пояс континентального рифтогенеза, протянувшийся почти меридионально более чем на 3000 км через всю Восточную Африку, назван поясом Великих африканских разломов. Образующие его зоны разветвляются и сходятся, подчиняясь сложному структурному рисунку. В рифтах этого пояса образовались озера Танганьика, Ньяса (Малави) и другие; среди приуроченных к нему вулканов — такой гигант, как Килиманджаро и известный своей активностью Ньирагонго. Байкальская рифтовая система также принадлежит к числу наиболее представительных и хорошо изученных.

Центральное положение в рифтовой зоне занимает долина шириной до 40 – 50км, ограниченная ступенчатыми сбросами. Тектонические блоки на обрамлении рифта приподняты до 3000—3500м и более. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными горстами. В области Бассейнов и Хребтов растяжение земной коры распределилось по обширной (почти 1000 км) площади, где образовались многочисленные полуграбены и горсты с примечательным тектоническим рельефом. Иногда, как, например, на востоке Бразильского щита, наблюдаются системы асимметричных односторонних грабенов. В целом асимметрия структуры и рельефа характерна для многих континентальных рифтовых зон.

В своей верхней части сбросы наклонены к горизонту под углом до 60 градусов, однако, судя по сейсмическим профилям, многие из них выполаживаются на глубине и переходят в листрические, нередко появляется и сдвиговая компонента (на Байкале левосторонняя). Для сейсмоактивных разломов растяжение по сбросам и сдвиги определяются и при решении фокальных механизмов. Как показал В.Г. Казьмин (1987), диагонально ориентированные (косые, oblique) разрывы со сдвиговым смещением и их эшелонированные системы в ряде случаев переносят движение от одного раскрывающегося рифта к другому и в этом отношении аналогичны трансформным разломам океанского рифтогенеза.

Вдоль некоторых пологих разрывов параллельно их сместителю развивается динамотермальный метаморфизм и при дальнейшем растяжении метаморфиты обнажаются или приближаются к поверхности и могут образовывать метаморфические ядерные комплексы.

Осадочные формаций континентальных рифтов преимущественно молассовые, с примесью вулканитов. Мощность кайнозойского заполнения рифтов может достичь 3000—7000 м. Преобладают обломочные озерные турбидиты, аллювиальные, пролювиальные, а в Байкальских впадинах также флювиогляциальные и ледниковые отложения. Снизу вверх грубость обломочного материала возрастает. В климатических условиях рифта Афар накоплены эвапориты. В зоне вулканизма вынос вещества гидротермальными растворами создает условия и для отложения специфических хемогенных осадков — карбонатных (в том числе содовых), кремнистых (диатомовых, опаловых), сульфатных, хлоридных.

Континентальный рифтогенез сопровождается магматизмом, но нет надежно установленного вулканизма в рифте озера Байкал, но в Тункинском и Чарском рифтах есть трещинные излияния базальтов. Нередко вулканы размещаются асимметрично — по одну сторону от рифтовой долины, на ее более высоком борту.

Магматические породы исключительно разнообразны, среди них широко представлены щелочные разности. Характерны контрастные (бимодальные) формации, в образовании которых участвуют как мантийные базальтовые выплавки и их производные, так и кислые расплавы континентальной коры. В контрастных формациях Восточно-Африканского пояса наряду с щелочными оливиновыми базальтами, трахитами и фонолитами находятся риолиты, комендиты, пантеллериты. В калиевых сериях встречаются лейцититы и лейцитовые базаниты, Есть щелочные ультрабазиты и сопутствующие им карбонатиты.

По геофизическим данным мощность коры под континентальными рифтами уменьшается и происходит подъем поверхности Мохоровичича, которая находится там в зеркальном соответствии с наземным рельефом. Мощность коры под Байкальским рифтом снижается до 30—35 км, под Рейнским — до 22—25 км, под Кенийским — до 20 км, причем на север, вдоль долины Афар, она доходит до 13 км, а далее под осевой частью долины появляется океанская кора.

В мантийном выступе под рифтом породы разуплотнены (скорости продольных волн варьируют в интервале 7,2—7,8 км/с), их упругие характеристики снижены до значений, свойственных мантийной астеносфере. Поэтому их рассматривают либо как астеносферный диапир (для рифтов Рио-Гранде и Кенийского), либо как линзовидную «подушку», вытянутую вдоль рифтовой зоны и в какой-то степени обособленную от главного астеносферного слоя. Такая линза мощностью 17 км обнаружена сейсмическим зондированием под Байкалом. Замечено, что в асимметричных рифтах гребень мантийного выступа чаще всего не совпадает с осью долины, а смещен в сторону более высокого крыла. Там же размещаются и центры вулканизма.

Неглубокое залегание астеносферы ограничивает глубинность сейсмических очагов. Они размещаются в утоненной коре, и в зависимости от ее мощности предельная глубина очагов варьирует от 15 до 35—40 км. Решение фокального механизма очагов устанавливает сбросовые и подчиненные им сдвиговые смещения.

Близость разогретой астеносферы, вулканизм и повышенная проницаемость нарушенной разломами коры выражаются в геотермическом поле, тепловой поток в рифтах резко повышен. Магнитотеллурическим зондированием определена высокая электропроводность пород в астеносферном выступе.

В гравитационном поле рифтовой зоне соответствует отрицательная аномалия Буге, протянувшаяся широкой полосой и, как считают, обусловленная разуплотнением мантийных пород. На фоне прослеживаются более резкие отрицательные аномалии над рифтовыми впадинами с их рыхлым осадочным заполнением и положительные аномалии, маркирующие полосы внедрения основных и ультраосновных магматических пород.

Физические модели образования рифтов учитывают наблюдаемую концентрацию растяжений в сравнительно узкой полосе, где происходит соответствующее уменьшение мощности континентальной коры. Вдоль ослабленной зоны образуется все более тонкая «шейка» (англ., necking), вплоть до разрыва и раздвига континентальной коры с их заполнением корой океанского типа. В разных рифтах такой критический момент наступает при разной предельной толщине сиалической коры (в Красноморском и Аденском рифтах она была утонена приблизительно вдвое) и означает переход от континентального рифтогенеза к океанскому.

Поскольку у земной поверхности растяжение сопровождается сбросовыми смещениями, классическая модель рифтогенеза учитывала только эти ломкие деформации. По подсчетам Ж. Анжелье и Б. Колетты, суммарный эффект смещения по сбросам дает растяжение на 10—50% в Суэцком заливе до 50—100% в Калифорнийской системе и до 200% на юге области Бассейнов и Хребтов. Столь высокие значения получили удовлетворительное объяснение в более поздних моделях, которые строились с учетом изменения механических свойств пород с глубиной, по мере нарастания давлений и температур. Модель Р. Смита предусматривает в низах коры, под ярусом ломких деформаций, существование яруса пластических деформаций. При этом по мере растяжения сбросы изгибаются и выполаживаются в своей нижней части, становятся листрическими. Опускание блоков по таким сбросам сопровождается их опрокидыванием, а степень растяжения нарастает от краев рифтовой зоны к ее центру. Тот же эффект может быть получен и при допущении, что в средней части коры существует еще один, переходный, ярус деформаций, где смещение рассредоточено по множеству мелких диагональных сколов или субгоризонтальных поверхностей скольжения.

Все варианты рифтогенеза предусматривают локальное утонение коры под действием растягивающих напряжений с образованием симметрично построенной рифтовой зоны. Д. Маккензи (1978) дал количественную оценку последствий такого утонения: изостатическое опускание коры и встречное поднятие астеносферного выступа.

В основе всех перечисленных моделей лежит компенсация растяжения коры ее механической деформацией (хрупкой или пластичной), уменьшением мощности и образованием «шейки». Магматизму отводится пассивная, роль. Между тем при наличии на глубине очагов базальтовой магмы (с ее высокими жидкостными свойствами) вступает в действие принципиально иной механизм.

Быстрый подъем базальтовой магмы к поверхности обеспечивается в зонах растяжения расклинивающим эффектом, который оказывает магма на породы литосферы. Внедряясь по трещине, перпендикулярной минимальному сжимающему напряжению, магматический расплав наращивает трещину в длину.Гидравлическим разрывом называют процесс распространения трещин под давлением жидкости или магматического расплава. Растяжение земной коры может выразиться зияющими трещинами отрыва лишь на самых малых глубинах — до 2—3 км. Глубже, с увеличением всестороннего давления и температур, хрупкий отрыв сменяется скалыванием по многочисленным плоскостям, а затем переходит в пластичную деформацию. Поскольку системы базальтовых даек берут начало на больших глубинах, формирование их путем пассивного заполнения зияющих трещин исключено. Единственный возможный механизм представляет активное внедрение посредством гидроразрыва пород с последующим раздвиганием стенок трещины.

Для развития гидроразрыва достаточно, чтобы давление жидкости лишь незначительно превышало минимальное сжимающее напряжение в породе; обычно 1,2. Образуется гидравлический клин, фронт жидкости подходит близко к концу трещины, но никогда не достигает его. Расклинивающий эффект обеспечивается концентрацией напряжении у вершины трещины, где распирающее ее давление нарастает от вершины пропорционально кубу раскрытия трещины в соответствии со снижением гидравлического сопротивления.

На развитие гидроразрыва мало влияют реальные различия прочности вмещающих пород. Происходит быстрое распространение трещины хрупкого отрыва и продвигающего ее магматического клина. Как показали расчеты Н.С. Севериной, теплоотдача такой инъекции компенсируется выделением тепла за счет трения на контактах, поэтому не происходит существенного повышения вязкости, которое замедляло бы процесс внедрения. Согласно сейсмологическим наблюдениям В.М. Горельчик и других в период трещинного извержения Толбачика на Камчатке, базальтовый клин подымался там со скоростью 100—150 м/ч.

Внедрение вертикальной дайки становится возможным, когда одно из главных сжимающих напряжений, направленных горизонтально, уменьшается тектоническим растяжением. Параллельные дайки, принадлежащие одному рою,внедрялись последовательно: каждый очередной гидравлический клин создавал ореол сжимающих напряжений, который препятствовал другим инъекциям, а в дальнейшем постепенно снимался тектоническим растяжением.

Таким образом, при наличии на глубине резервуара жидкой магмы возникают условия для разрастания литосферных слоев под действием множества параллельных гидроразрывов, в каждом из которых нагнетание расплава приводит к раздвигу вмещающих пород. Магматическая подстилка инъецируемого дайками слоя литосферы дает необходимую свободу горизонтального скольжения. Возможно поочередное или совместное (на разных уровнях) проявление как гидравлического расклинивания, так и механического растяжения в одной рифтовой зоне.

В тех случаях, когда развитие континентального рифта прекращается на более ранней стадии, он сохраняется как ослабленная зона, борозда на континентальной плите, примером чему служат авлакогены

source - http://avspir.narod.ru/geo/khain1995/hain_5_2.htm