parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

5. Основные черты строения континентов	91
30°	40°

0°	0°

10°

	1
100 0 100 км	2

30°

Рис. 5.10. Структурная схема южного окончания ВосточноАфриканской рифтовой системы, по Ф. Барбари и др. (1982): 1 – основные области развития вулканизма, 2 – главные разломы

Возникновению рифта предшествует длительный рост обширного пологого овального сводового поднятия, сопровождаемый мощной и длительной наземной вулканической деятельностью. В осевой ослабленной зоне поднятия закладывается неглубокий грабен, а также связанные с ним дополнительные грабены, поперечные и диагональные сбросы на крыльях свода и веерообразные расходящиеся сбросы на

92	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

его периклиналях. Вулканическая деятельность смещается в пределы осевого и дополнительных грабенов, а также приурочивается к зонам разломов. Вулканиты представлены основными и средними, реже кислыми породами щелочного и субщелочного состава. Амплитуда горизонтального растяжения в сводово-вулканических рифтовых зонах минимальна. Эти зоны характеризуются и умеренной сейсмичностью. Формирование свода связывается с возникновением линзы аномально разогретого и разуплотненного материала, поднимающегося из мантии (мантийные плюмы), с наличием магматических очагов в земной коре. Образование грабенов может быть частично обусловлено проседанием блоков коры при разгрузке магматических очагов в процессе извержения.

Рифтовые зоны щелевого типа отличаются большой глубиной грабенов (3 – 4 км – Верхнерейнский грабен, 5 – 7 км. – Южно-Байкаль- ский грабен). Нередко грабены кулисообразно примыкают друг к другу. Краевые поднятия здесь значительно уже, чем в сводово-вулкани- ческих рифтовых зонах и прослеживаются не повсеместно. Нередко они отмечаются только с одной стороны грабена, а иногда и отсутствуют вообще. В некоторых случаях (рифты Северного моря) развитие рифтов происходит на фоне общего опускания. Местами внутри рифтовых зон возникают сводово- и горстообразные поднятия, достигающие в отдельных случаях высоты 4 – 5 км (блок Рувензори в Танганьикской зоне). С внутренними поднятиями связаны гравитационные максимумы.

Щелевые рифтовые зоны характеризуются относительно слабыми, локальными и эпизодическими проявлениями вулканизма (Танганьикская, Верхнерейнская рифтовые зоны) или полным их отсутствием (средний сегмент Байкальской рифтовой зоны). Центры извержений приурочиваются к седловинам между четковидно расположенными грабенами, к прибортовым ступеням и другим приподнятым участкам. Вулканическая активность может проявляться на разных стадиях рифтогенеза, и здесь чаще присутствуют щелочные (обогащенные Na и К) породы и карбонатиты.

Процесс формирования щелевых рифтовых зон начинается с заложения узких линейно вытянутых грабенов, обычно приурочивающихся к древним ослабленным зонам. Грабены первоначально заполняются тонкообломочными (песчаники, алевролиты) карбонатными и хемогенными осадками, которые впоследствии сменяются более крупнообло-

5. Основные черты строения континентов	93

мочными континентальными молассами. С большой мощностью рыхлых осадков в грабенах связаны крупные гравитационные минимумы. Этот формационный ряд, а также геоморфологические данные показывают, что интенсивный рост краевых и внутренних поднятий, там, где они отмечаются, начался позднее заложения грабенов. Эти зоны более сейсмичны, чем сводово-вулканические. Амплитуда горизонтального смещения в них может быть большей, но, по-видимому, не превышает 5

– 10 км. В грабенах щелевого типа помимо раздвиговой нередко отмечается и сдвиговая компонента. В Левантийской зоне (левосторонний Иорданский сдвиг, грабен Мертвого моря) сдвиговая компонента достигает 100 км.

Эпиорогенные рифтовые пояса и зоны во времени развиваются непосредственно вслед за «схлопыванием» океанических структур или коллизией. В процессе рифтогенеза в этих зонах возникает система узких весьма протяженных (сотни километров) взаимопараллельных грабенов, разделенных соизмеримыми с ними горстами (рифтовая система Кордильер).

Классификация Е.Е. Милановского (1976) базируется на данных о структурно-морфологических особенностях рифтовых зон и относительном возрасте их фундамента. Она не в полной мере учитывает важнейшие данные о положении рифтов в системе современных тектонических элементов литосферных плит и особенностях рифтогенного магиматизма.

Используя постулаты плейттектоники, В.С. Саймолов и В.В. Ярмолюк (1992) предложили выделять четыре типа континентальных рифтов

всистеме тектонических элементов литосферных плит (рис. 5.11).

1.Восточноафриканский тип – рифты, расположенные внутри континентальных плит и формирующиеся независимо от взаимодействия литосферных плит.

2.Восточномексиканский тип – рифты, формирующиеся в тылу активных континентальных окраин.

3.Невадийский тип – рифты осевых частей активных континентальных окраин.

4.Байкальский тип – рифты, формирующиеся внутри и на периферии зон континентальной коллизии.

Авторы показывают, что рифты всех четырех типов формировались

вистории Земли неоднократно и каждый тип характеризуется своим характером минерагении и магматизма.

94	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
А	Б	В

Г

Д

1

2

3

4

5

6

7

8

Рис. 5.11. Проявление континентального рифтогенеза в геодинамическом цикле Уилсона, по В.С. Самойлову и В.В. Ярмолюку (1992). А−Д – стадии цикла Уилсона: А – формирование внутриплитных рифтов (Восточноафриканский тип) над плюмом; Б – разрыв континентальной литосферы и формирование океанической коры с зоной спрединга, В – образование активной континентальной окраины с тыловым рифтом (Восточномексиканский тип); Г – перекрытие континентом спредингового центра и образование осевого рифта АКО (Невадийский тип); Д – закрытие океана и коллизия континентальных плит с формированием рифтов Байкальского типа. 1 – рифты (а – план, б – разрез); 2 – сводовое поднятие над плюмом; 3 – континентальная кора (а – план, б – разрез); 4 – океаническая кора (а – план, б – разрез); 5 – астеносфера; 6 – аномальная мантия; 7 – краевой вулканический пояс АКО; 8 – направления относительных перемещений

Восточноафриканский тип (внутриплитные рифты). К кайнозойским структурам этого типа относятся Восточно-Африканская рифтовая система и рифты Антарктиды. Среди их палеоаналогов можно назвать рифтовые структуры Кольского полуострова, авлакогены Сибирской и Восточно-Европейской платформ, востока Канады и Бразилии, Гренландии. Проявления рифтогенеза восточноафриканского типа имеют широкий возрастной диапазон от позднего докембрия до наших дней.

Важнейшая особенность рифтовых зон восточноафриканского типа состоит в том, что они развиваются в пределах стабильных участков

5. Основные черты строения континентов	95

континентов вне пределов воздействия тектонических процессов, происходящих на границах литосферных плит. Рифтовые зоны этого типа представлены поясами грабенов, сбросов и приуроченными к ним полями развития магматических пород. Иногда устанавливается их связь со сводовыми поднятиями (Эфиопская и Кенийская рифтовые зоны), но эта связь не является правилом (Рукве-Ньясская и Северо-Гобийская рифтовые зоны). Для развития рифтового процесса благоприятны структурно-неоднородные участки континентальной коры – древние глубинные разломы, создающие ослабленные зоны в литосфере. В восточноафриканском типе выделяются подтипы, различающиеся по составу ассоциирующих магматических пород – Кенийский, Танганьинкский, Гобийский.

Причиной рифтогенеза восточноафриканского типа являются глубинные подлитосферные процессы. Восходящие мантийные струи обуславливают подъем, растекание вещества мантийных диапиров по латерали под подошвой земной коры и соответственно растяжение обширных областей сводообразования. По образующимся расколам на поверхность поступают магматические породы, происходит формирование серии гра- бенов-рифтов. При определенных энергетических возможностях рифтогенез восточноафриканского типа может привести к разрыву сплошности континентальной литосферы и формированию структуры с корой океанического типа и зоной спрединга (Красное море).

Восточномексиканский тип (тыловые рифты активных континентальных окраин) проявляется в тыловых участках современных и древних активных континентальных окраин на периферии известковощелочных вулкано-плутонических поясов. Здесь устанавливаются типичные структуры растяжения – пояса грабенов, даек и сбросов и сопутствующие им бимодальные и щелочные ассоциации магматических пород. К этому типу отнесены многочисленные проявления кайнозойских рифтов, развитые на континентальной периферии активной континентальной окраины Америки (Мексика, США, Эквадор, Перу, Чили и др.). В девоне рифтогенез восточномексиканского типа проявился в пределах современных структур Алтае-Саянской складчатой области (район Минусинских впадин), Забайкалья и др. Среди магматических пород рифтовых зон восточномексиканского типа преобладают эффузивы субщелочной базальтовой серии. Среди кислых пород встречаются пантеллериты, комендиты и их интрузивные аналоги. В щелочной серии присутствуют фонолиты, трахиты, сиениты, тефриты, щелочные

96	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

габброиды (тешениты, эссекситы, тералиты). Восточномексиканский тип рифтогенеза неразрывно связан с развитием активной континентальной окраины. Рифтовые структуры растяжения и структуры сжатия

взонах субдукции проявляются одновременно, образуя единый латеральный ряд элементов активной континентальной окраины. Это дает основание полагать, что причиной рифтогенеза в данном случае является взаимодействие континентальных и океанических плит. Формирование тыловых рифтовых зон активной континентальной окраины имеет несомненное сходство и единую природу с образованием задуговых бассейнов.

Невадийский тип (осевые рифты активной континентальной окраины) объединяет рифтовые зоны, которые образуются во внутренних частях активной континентальной окраины, накладываясь на структуры краевых вулкано-плутонических поясов. В связи с этим они рассматриваются как осевые рифтовые зоны активной континентальной окраины,

вотличие от тыловых. В геологическом отношении различие этих двух типов рифтовых структур заключается в том, что осевые рифты представляют собой наиболее поздний член вертикального ряда структур активной континентальной окраины, в то время как тыловые рифтовые зоны являются крайним элементом латерального ряда одновозрастных структур таковой. Формирование осевых рифтов активной континентальной окраины происходит при смене режима сжатия режимом растяжения и прекращения известково-щелочного вулканизма в активной континентальной окраине. При этом формируются системы грабенов и сбросов и происходит развитие бимодального вулканизма повышенной щелочности. Предполагается, что формирование осевых рифтовых зон активной континентальной окраины происходит в результате взаимодействия континентальной и океанической плит при вовлечении в зону субдукции океанической спрединговой зоны. Эта концепция впервые была предложена Т. Атватером (1970) для объяснения природы рифтовых структур Провинции Бассейнов и Хребтов США. В соответствии с этой моделью перемещаемый под континент центр растяжения воздействует на континентальную литосферу и вызывает в ней рифтообразование. Для Провинции Хребтов и Бассейнов, представляющей собой субмеридиональный пояс грабенов на площади около 600 тыс. кв. км, характерны трахибазальты, трахиандезито-базальты, трахиандезиты, а также трахириодациты, трахириолиты, онгориолиты (топазовые риолиты), пантеллериты, комендиты.

5. Основные черты строения континентов	97

В случае формирования позднепалеозойской рифтовой системы Центральной Азии В.В. Ярмолюком (1983) было предположено длительное перемещение центра растяжения под континентом – почти на 600 км от его края за 40 млн лет. В Гоби-Алтайской и Северо-Монголь- ской рифтовых зонах (поздний карбон-пермь), представляющих собой пояса субширотных грабенов, сбросов и даек протяженностью около 1500 км, отмечается широкое распространение трахибазальтов, трахиандезибазальтов, базальтов и андезибазальтов, а также трахириолитов, пантеллеритов и комендитов.

Байкальский тип (коллизионые рифты) представляют собой континентальные рифты, объединяемые по признаку их связи с формированием коллизионных зон, возникающих при столкновении литосферных плит. Типичным примером современной коллизионной обстановки является Альпийско-Гималайский горный пояс. На прилегающих к нему территориях в условиях преобладающего сжатия в отдельных участках формируются системы грабенов и сбросов с характерным щелочным магматизмом – Западно-Европейская, Анатолийско-Малокавказская. Байкало-Монгольская рифтовые системы. Их размещение контролируется структурными неоднородностями в континентальных блоках, возникших при образовании коллизионного пояса. Рифтообразование связано с расхождением в отдельных участках пояса континентальных блоков вследствие сжатия континентальных масс в зонах коллизий. Примером является вращение Амурской микроплиты с растяжением литосферы вдоль отдельных участков ее границ с Северо-Азиатской и Таримо-Джунгарской плитами.

Эти растяжения индуцированы вследствие декомпрессии, плавления мантийного вещества и образования мантийного диапира. В таких обстановках формируются преимущественно базальты щелочно-базаль- товой серии, реже отмечаются фонолиты, нефелиниты, иногда карбонатиты (Рейнский грабен).

Строение разрезов земной коры. Континентальные рифты характеризуются сокращенными мощностями земной коры до полного выклинивания континентальной коры в зонах перехода континентальных рифтов в океанические (Красноморский рифт). Эти структуры имеют симметричное строение: осевой грабен (рифтовая долина), имеют ширину 40 – 50 км и длину – десятки, сотни и тысячи километров. Плечи рифтов представляют собой фрагменты сводового поднятия и образуют систему наклонных от рифтовой долины ступенчатых горстов

98	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

(рис. 5.12). Они характеризуются шириной в сотни и длиной в сотни и тысячи километров.

Типы пород и формаций. В пределах рифтовой долины накапливаются осадочные и вулкано-плутонические комплексы мощностью до 7 – 10 км. Осадочные толщи обычно континентального (делювиального, пролювиального, аллювиального, озерно-болотного), мелководно-мор- ского и лагунно-морского происхождения. Они представлены конгломератами, гравелитами, песчаниками, алеврито-глинистыми породами, известняками, доломитами, мергелями, эвапоритами. Обычны обваль- но-оползневые микститы – гравитационные олистостромы. Для пород характерна грубая горизонтальная, линзовидная и косая слоистость, резкая фациальная изменчивость составов и мощностей.

Бассейны-ловушки

Барьеры

Рис. 5.12. Барьеры и бассейны-ловушки в бортах континентальных рифтовых структур при запрокидывании блоков фундамента, по Г. Буалло (1985)

На плечах рифтов широко распространены поля лавовых покровов, часто отмечаются интрузивные тела, нередко центрального типа с кольцевым строением. Дайковые пояса трассируют зоны растяжения. Нередко магматические породы встречаются и во внутренних частях рифтовой долины. Магматические образования представлены широким спектром пород.

Среди излившихся (эффузивных) пород преобладают контрастные серии базальт-риолитового и базальт-трахитового состава, характеризующиеся повышенной щелочностью (трахибазальты, трахириолиты, трахиты, пантеллериты, трахидациты), с ними ассоциируют интрузивные: пикриты, монцониты, сиениты, нефелиновые сиениты, щелочные и субщелочные граниты. Реже отмечаются щелочнобазальтоидные ассоциации – базаниты, нефелиновые и анальцимовые базальты, нефелини-

5. Основные черты строения континентов	99

ты, с которыми встречаются интрузивные гомологи – тешениты, уртиты, нефелиновые сиениты, карбонатиты. Известны расслоенные габброидные дифференцированные интрузии, несущие титаномагнетитовое оруденение.

Возрастные рубежи континентального рифтогенеза. Проявления континентального рифтогенеза известны с архейского времени. К рифтогенным образованиям А.Ф. Грачёв и А.Ф. Федоровский (1970) относили архейско-раннепротерозойские зеленокаменные пояса.

Врифейское время континентальный рифтогенез проявился в пределах Восточно-Европейской и Сибирской платформ, образовав серию авлакогенов, выполненных многокилометровыми толщами вулканических и осадочных пород (Парначёв, 1977; С.Иванов, 1977; Шпунт, 1980

идр.). Рифейская рифтовая система Кивино в Северной Америке и история её развития детально проанализированы К.Сейфертом (1991).

Вкембро-ордовикское время реликты палеорифтовых структур и индикаторные магматические ассоциации выявлены В.П. Парначёвым и Н.А. Макаренко (1994) в центральной части Алтае-Саянской складчатой области.

Девонский континентальный рифтогенез в Алтае-Саянской складчатой области охарактеризован В.П. Парначёвым и др. (1996) на примере межгорных впадин Агульского, Минусинского, Кузнецкого, АнуйскоЧуйского и других прогибов Западных и Восточных Саян, Кузнецкого Алатау и Алтая.

Триасовый континентальный рифтогенез проявился в формировании грабен-рифтов Западно-Сибирской плиты – Колтогорско-Уренгойского, Худосейского, Худуттейского, Аганского и др. (рис. 5.12), всесторонне изученных В.С. Сурковым и др. (1980, 1987, 1993). В условиях этой же геодинамической обстановки, по мнению В.П. Парначёва (1994), произошло внедрение дайкового комплекса «томских диабазов».

Впалеоген-неогеновое время начал функционировать Байкальский рифт, сформировались Минусинские трубки взрыва. К этому же временному интервалы можно отнести формирование вулканно-тектони- ческих структур Рейнского грабена и грабена Мёртвого моря.В настоящее (четвертичное) время активно функционирует Восточно-Африкан- ская рифтовая зона, продолжает развиваться Байкальский и Мёртвоморский рифты; возможно, зарождается рифт Телецкого озера.

Минерагения Континентальные рифтовые зоны характеризуются специфической и разнообразной минерагенией. С магматическими

100	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
48°	60°	72°	84°	96°
72°

64°

56°

1

2

3

4

Рис. 5.12. Схема распределения залежей углеводородов и положение грабенов раннетриасовой рифтовой системы Западной Сибири: 1 – граница Западной Сибири; 2 – основные нефтяные месторождения, по В.Е. Хаину [Горная энциклопедия, 1987]; 3 – основные газовые месторождения, по В.Е. Хаину [Там же]; 4 – раннетриасовые рифты, по Жеро (1981)