Новейшие рифтовые структуры на континентах и их окраинах

Все активно развивающиеся или лишь недавно приостановившие свое развитие континентальные рифтовые зоны были заложены не ранее 40−50 млн лет тому назад (то есть середины палеогенового периода), а многие из них — даже в последние 5−10 млн лет, то есть во второй половине неогенового периода, когда произошла резкая глобальная активизация рифтогенеза и спрединга. Как видно на рис. 1, современные и новейшие рифтовые зоны (р.з.) и их системы (р.с.) известны на всех континентах, кроме Австралии. Они возникли в двух различных тектонических обстановках: 1) в относительно стабильных областях на так называемых древних и реже молодых платформах (Афро-Аравийская, Рейнская, Байкальская, Восточно-Китайская, Северо-Канадская р.с., р.с. Антарктиды) и 2) в пределах тех областей молодых (мезозойско-кайнозойских) подвижных складчатых (орогенических) поясов — Средиземноморско-Гималайского и кольцеообразного пояса, окружающего впадину Тихого океана (Циркум-Тихоокеанского), где сильное горизонтальное сжатие земной коры сменилось в конце кайнозоя преобладанием ее горизонтального растяжения (Кордильерская, Андская, Восточноазиатская и другие р.с.). Наложившиеся на платформы и орогенические пояса р.з. и р.с. (соответственно эпиплатформенные и эпиорогенные) наряду с общими чертами строения и развития обладают существенными отличиями.

Геофизические исследования показали, что континентальная кора, толщина которой в среднем составляет 30−50 км, подвергается в р.з. растяжению и общему относительному утоньшению: в эпиплатформенных р.з. оно обычно не превышает 10−20%, но в некоторых эпиорогенных р.з. достигает 30−50%. Процесс горизонтального растяжения по-разному проявляется в разных частях континентальной коры в связи с различиями их реологических свойств. В нижней, более нагретой и пластичной части коры он приводит к ее пластическому растяжению и общему утоньшению с образованием шейки, а в более холодной и хрупкой верхней части — к развитию системы трещин и разрывов, рассекающих ее на несколько блоков, взаимные перемещения которых в обстановке общего горизонтального растяжения, поперечного или диагонального по отношению к оси р.з. в итоге также приводят к утоньшению верхней части коры и образованию четко выраженных в рельефе ее поверхности более или менее глубоких линейно-вытянутых впадин (рис. 2). Граница нижней (относительно пластичной) и верхней (более хрупкой) частей коры может проходить на разной глубине в зависимости от интенсивности теплового потока из мантии Земли под различными р.з., но в целом последняя превышает таковую под соседними с ними участками континентов от нескольких десятков процентов до двух раз и более.

Первоначально предполагалось, что наиболее распространенными типами структурных форм р.з. являются грабены, то есть относительно опущенные, удлиненные, более или менее симметричные в поперечном разрезе блоки, отделенные от соседних, не испытавших опускания блоков наклоненными в сторону грабена разрывами — нормальными сбросами (рис. 2, а), либо ступенчатые грабены, ограниченные с каждой стороны «лестницами» из нескольких сбросов, либо, наконец, комбинации из нескольких взаимопараллельных грабенов, разделенных горстами, то есть относительно (или абсолютно) приподнятыми блоками, ограниченными нормальными сбросами — так называемой клавиатуры блоков (рис. 2, в).

В действительности оказалось, что для континентальных р.з. наиболее характерны асимметричные и ступенчатые грабены (рис. 2, г) или полуграбены, наклонные днища которых лишь с одной стороны ограничены крутым сбросом или ступенчатыми сбросами (рис. 2, д), а также системы из нескольких или даже многих односторонне наклоненных блоков — полуграбенов или полугорстов (рис. 2, е). При этом комбинации структурных форм типов (рис. 2, в и е), связанные взаимопереходами, наиболее характерны для некоторых эпиорогенных р.з. и р.с., развивающихся в условиях относительно большего масштаба горизонтального растяжения и общего утоньшения коры, большего теплового потока и относительно меньшей мощности её верхней, относительно хрупкой части. Геофизические исследования показали, что нижней границей системы блоков и разделяющих их разрывов, развивающихся в условиях горизонтального растяжения р.з. или р.с., часто служат относительно пологие, даже субгоризонтальные поверхности тектонических срывов — детачментов, на большей части площади р.з. отделяющие верхнюю (хрупкую) от нижней (пластичной) части коры, но в краевой части р.з. приобретающие характер сбросов, становящихся все более крутыми по мере приближения к земной поверхности (рис. 2, ж). Такую же ковшеобразную в поперечном разрезе, выполаживающуюся с глубиной форму имеют и многие другие разломы в р.з. — листрические сбросы, сливающиеся внизу с поверхностью главного срыва (детачмента) или затухающие книзу внутри верхней, относительно хрупкой части коры.

Длина кайнозойских континентальных рифтов обычно измеряется первыми сотнями километров, их гирлянд (р.з.) — многими сотнями или даже 1−2 тыс. км, а длина р.с. (или рифтовых поясов) может достигать нескольких тысяч километров (например, Афро-Аравийской р.с. до 6−7 тыс. км). Ширина рифтов колеблется от 10−20 до 80 км (обычно 30−50 км), ширина р.з. (учитывая нередкое кулисное расположение в них отдельных рифтовых впадин) может достигать 100−150 км, а р.с., состоящих из нескольких субпараллельных р.з., — 500−1000 км.

Амплитуды вертикальных смещений блоков коры по крупнейшим наклонным сбросам или нескольким сближенным ступенчатым сбросам на бортах отдельных грабенов, а также горстов внутри некоторых р.з., например горста Рувензори в Танганьикской р.з. в Восточной Африке, выраженного в рельефе в виде узкого хребта абсолютной высотой до 5 км, могут измеряться несколькими километрами (иногда до 5−10 км). Однако относительная глубина рифтовых впадин в рельефе обычно бывает значительно меньшей (не более 2−3 км), так как в процессе проседания они частично заполняются толщами осадков (а нередко и вулканических продуктов), мощность которых может достигать нескольких километров (в Байкальском рифте более 5 км).

Амплитуда горизонтального растяжения коры в отдельных рифтовых впадинах и р.з. варьирует от 5−10 до 30−40 км, а суммарная амплитуда растяжения в некоторых р.с. может достигать 100 и даже нескольких сот километров (в Кордильерской р.с.). Продольные разломы р.з. могут иметь не только существенно вертикальную (сбросовую), но и горизонтальную сдвиговую компоненту, а в некоторых из них, например в Левантинской р.з. на северном окончании Афро-Аравийской р.с., она даже резко преобладает над сбросовой и достигает 100 км.

В плане рифтовые впадины и р.з. часто имеют коленчато изгибающуюся форму (с взаимным параллелизмом краевых разломов), в основном обусловленную приспособлением их конфигурации к структурным особенностям древнего субстрата. В непосредственной близости к рифтовым впадинам их борта («плечи») нередко бывают несколько приподнятыми (в виде полугорстов или полусводов) по сравнению с преобладающим высотным уровнем обрамляющих рифты территорий, что создает впечатление (не всегда правильное) о возникновении рифта в приосевой части обрушившегося свода.

Развитие рифтов, р.з. и р.с. с момента их заложения протекает неравномерно, активизируясь во время относительно коротких фаз, разделенных фазами ослабления или приостановки рифтогенеза. Обычно оно сопровождается вулканическими извержениями, в эпиплатформенных р.з. и р.с. — с преобладанием продуктов щелочно-основного и щелочно-ультраосновного состава, а в эпиорогенных — с контрастным сочетанием кислых и основных продуктов. Вулканизм может проявляться далеко не на всей площади р.з., на разных стадиях рифтогенеза, а масштаб сопутствующих рифтогенезу магматических проявлений в разных р.з. колеблется в очень широких пределах: суммарный объем его продуктов может составлять от 1 тыс. км3 и меньше в одних р.з. до десятков и даже нескольких сот тысяч кубических километров в других (например, в Эфиопской и Кенийской р.з. Восточной Африки).

По относительной роли вулканизма и сопряженными с ней особенностями строения и развития континентальных р.з. среди них можно различать два крайних типа, связанных постепенными переходами: сводо-вулканический и «щелевой» невулканический или слабовулканический.

1. Развитие сводо-вулканических р.з. (тектонотип — Кенийская р.з. в Восточной Африке) начинается с образования обширного овального сводового поднятия земной коры вследствие возникновения под ним, в самой верхней части мантии, под воздействием повышенного теплового потока линзы аномально разогретого, разуплотненного и частично расплавленного материала — «рифтовой подушки». В результате постепенного выпучивания свода в его коре в условиях растяжения возникают глубокие трещины и почти вертикальные разломы, которые проникают книзу вплоть до магматических очагов в «рифтовой подушке» и служат каналами для поднимающихся из них и частично достигающих земной поверхности расплавов (рис. 3). Сводовое поднятие и в особенности его приосевая зона становятся ареной мощных наземных вулканических извержений продуктов преимущественно щелочно-основного состава. Частичное опорожнение глубинного магматического очага приводит к проседанию и даже обрушению блоков коры в приосевой зоне сводового поднятия и образованию рифтовой впадины, обычно имеющей форму асимметричного ступенчатого грабена или полуграбена (рис. 3). После этого вулканическая активность в основном сосредоточивается внутри рифта, дальнейшее проседание и расширение которого происходят сопряженно с новыми импульсами извержений.

Тектоно-магматический процесс формирования сводо-вулканической р.з., связанный с возникновением и развитием локальной области разогрева и разуплотнения в верхах мантии (горячего пятна) под воздействием поднимающейся из нижней мантии или даже от поверхности внешнего, жидкого ядра Земли струи аномально нагретого глубинного материала (мантийного плюмажа), нередко условно называют «активным рифтогенезом». Этот процесс, если он не сопровождается некоторым горизонтальным расширением коры в пределах обширной области или даже всей поверхности Земли, может вызвать растяжение и рифтообразование лишь в относительно узкой приосевой зоне вулканоактивного сводового поднятия.

2. Развитие не связанных со сводами «щелевых» невулканических или слабовулканических рифтовых р.з. (тектонотипы — Байкальская и очень похожая на нее Танганьикская р.з. в Восточной Африке) начинается с возникновения узких и неглубоких удлиненных приразломных впадин, заполняющихся тонкообломочным, но по мере углубления и появления вдоль их бортов краевых поднятий постепенно грубеющим кверху материалом. Импульсы проседания и расширения рифтовых впадин сопровождаются подвижками по крупномасштабным краевым внутренним наклонным сбросам и мощными землетрясениями с сейсмическими очагами в верхней хрупкой части коры, ориентировка напряжений в которых указывает на горизонтальное растяжение, поперечное или диагональное относительно оси рифта. Вулканические проявления либо отсутствуют, либо незначительны, локальны и приурочены главным образом к перемычкам между отдельными рифтовыми впадинами или к флангам р.з.

Образование «щелевых» слабоили невулканических р.з. предположительно связывают с процессом горизонтального растяжения обширной области континентальной коры, приблизительно поперечного к простиранию р.з., или, возможно, некоторого общего расширения поверхности Земли в соответствующую эпоху, условно называемым «пассивным рифтогенезом». Проявления вулканизма (если они имеют место) начинаются не до заложения рифтовых впадин, а после их возникновения и могут быть объяснены образованием «рифтовой подушки» в верхах мантии и очагов плавления в ней вследствие адиабатического повышения температуры при понижении давления в зоне растяжения под р.з.

По всей вероятности, наиболее благоприятна для возникновения и развития континентальных р.з. такая геодинамическая ситуация, когда горизонтальному растяжению, связанному с обстановкой регионального или глобального расширения земной коры, подвергается район «горячего пятна», в котором верхняя часть мантии под влиянием мантийного плюмажа оказалась аномально разогретой и пластичной. В таких областях осуществляется как бы синтез процессов, абстрагированных в моделях активного и пассивного рифтогенеза, и рифтообразование протекает наиболее мощно. (Милановский Е.Е., 1999).

Ещё одним механизмом пассивного рифтогенеза может являться, вероятно, проседание литосферы над остывающими недрами. Термическая усадка мантии могла происходить на заключительных стадиях платформенного развития литосферы. (Гаврилов В.П., 2005).