parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

	5. Основные черты строения континентов								81
	Рис. 5.4. Предуральский передовой				прогиб, по
						0	200 км
	Е.Е. Милановскому (1989). 1−6 – впадины пере-
	дового прогиба:		1	– Бельская, 2 –	Юрюзано-			6
	Сылвинская и Камская, 3 – Верхнепечорская, 4 –
	Большесыньинская, 5 – Косью-Роговская, 6 – Ко-								11
	ротаихская; 8−11 – поднятия в передовом проги-
	бе: 8 – Каратау, 9 – Полюдов Камень, 10 – гряда							5
	Чернышова, 11 – гряда Чернова; а – Восточно-
							4
	Европейская платформа; б−г – передовые проги-
	бы, в том числе длительно погружавшиеся (в) и							10
	относительно приподнятые их участки (г); д –
	поднятия с выходом пород основания передовых						3
	прогибов; е – складчатые комплексы; ж – надви-
	ги; з – наложенные впадины
	плит, которые длительное время развива-
	лись в спокойном платфоменном тектони-
	ческом режиме на зрелой континенталь-						9
	ной коре. Такие области рассматриваются
	в качестве эпиплатформенных орогенов, а
	сам процесс известен под названием тек-						2
	тонической активизации. Примером явля-
	ются горные сооружения Центрально-
	Азиатского пояса, включающие Гинду-
	куш, Тянь-Шань, Памир, Куньлунь, Ал-
	тай, Саяны и др., внутренняя структура						8
	которых	указывает на их образование в				1
	условиях горизонтального сжатия, ориен-
	тированного в меридиональном направле-
	нии. Такую структуру большинство ис-
	следователей		объясняет столкновением
	Индостанской и Евроазиатской плит.
	Внутреннее строение Центрально-Азиат-
						а	б	в	г
	ского пояса характеризуется чередованием
	горных	хребтов		и межгорных впадин		д	е	ж	з
	(Ферганской,		Иссыккульской,		Джунгар-

ской и др.) Местами пояс отделён от платформы краевыми (или типа краевых) прогибами (Каршинским и Чуйским перед Тянь-Шанем, Яркендским перед Куньлунем и др.), выполненными мощными (до 10 км) молассоидными толщами. Горные сооружения, состоящие из сложно-

82	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

дислоцированных, прорванных гранитоидами и метаморфизованных палеозойских и докембрийских образований, как правило, надвинуты на межгорные впадины и предгорные прогибы.

Наряду с вышеописанными, существуют зоны внутриплитных дислокаций и поднятий, которые явно не связаны с синхронными с ними зонами коллизий, но также сформировавшиеся в условиях внутриплитного сжатия. В горных структурах Урала величина этого сжатия по замерам в шахтах достигает 300 кг/см2.

Особый тип внутриконтинентальных поднятий выявлен на периферии континентальных рифтов и океанических впадин. В первом случае эти поднятия связываются с внедрением плюма – мантийного диапира (Восточные и Западные Саяны, возможно, Горный Алтай). Второй случай Л.И. Лобковский и Н.Л. Добрецов (2003) объясняют сложным взаимодействием оттока со стороны континента пластичного нижнекорового материала и встречным нагнетанием со стороны океана аномальной мантии вследствие растекания её выступа под осью спрединга.

Минерагения орогенных складчатых поясов отличается крайним разнообразием и определяется минерагенической специализацией континентальных и океанических геодинамических комплексов, сохранившихся в зонах коллизий.

5.3. Континентальные рифтовые зоны

Последние десятилетия прошлого века ознаменовались бурным изучением рифтовых структур как на континентах, так и в океанах и оформлением нового научного направления в геотектонике – учения о рифтогенезе. Исследования в океанах, приведшие к открытию средин- но-океанических рифтовых зон, стимулировали интерес к континентальным рифтовым структурам и переосмысливанию их историкогеологической роли в эволюции Земли. Признание важного значения рифтогенеза как глобального геотектонического процесса определяет необходимость более детального рассмотрения рифтовых зон, широко распространённых и в океанических, и в континентальных структурах

(рис. 5.5).

Было установлено, что рифтогенез проявляется не только в современную и новейшую эпохи, но характерен для самых древних времён существования нашей планеты. При этом, по мере изучения все более ранних этапов развития Земли (рифей, ранний протерозой, архей), вы-

5. Основные черты строения континентов	83

являются такие структурные формы и процессы, отнесение которых к категории рифтовых или даже рифтоподобных неизбежно становится все более и более условным и спорным, а понимание терминов «рифт» и «рифтовая зона» – все более расплывчатым и нечетким. Это касается, в частности, архейских зеленокаменных поясов, квалифицируемых некоторыми исследователями в качестве структур рифтового типа.

120°

60°

0°

60°

120°

60°				60°
40°				40°
1				0°
0°
2
40°				40°
60°				60°
120°	60°	0°	60°	120°

Рис. 5.5. Современные активные рифты: 1 – континентальные рифты, 2 – мировая система срединно-океанических хребтов

Различают рифты, возникающие под воздействием восходящего мантийного течения, и рифты, образующиеся в результате растяжения литосферы, что сопровождается декомпрессионными эффектами и относительно пассивным подъемом магмы.

Для большинства рифтов характерны относительно безводные магмогенерирующие системы и бимодальные вулканические комплексы. Рифтам, пространственно и во времени связанным с конвергентными границами литосферных плит (рифты в тылах зон субдукции и постколлизионный рифтогенез), свойственны обводненные условия магмогенеза и нередко полнодифференцированные серии.

84В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Впоследние годы рифтоподобные образования обнаружены на некоторых планетах Солнечной системы и их спутниках, в частности на Марсе. Становится очевидным, что рифтогенез является не только земным явлением, а процессом, свойственным и другим планетам.

Морфотектонический термин рифтовая долина представляет собой тектоническую форму рельефа суши, т.е. выражение в рельефе эндогенных геодинамических процессов. Континентальная рифтовая долина представлена вытянутой впадиной, образованной опусканием блока между субпараллельными нормальными сбросами, падающими навстречу друг другу. При этом первичные тектонические формы рельефа могут быть изменены экзогенными процессами. Размер (глубина) рифтовой долины зависит от глубины проникновения разлома в хрупкую верхнюю часть земной коры.

Наряду со сбросами в рифтовых долинах проявляются поперечные (трансформные) и диагональные (трансферные) разломы, а также сдвиги. Известны рифтовые полуграбены, ограниченные разломами только с одной стороны. Рифтовые плуграбены разной полярности разделяются «зонами аккомодации».

Термин «рифт» включает понятие плоскостей-разломов, по которым происходит движение. В настоящее время под рифтовой долиной в широком смысле понимают грабен, выраженный в рельефе, а термин рассматривается как синоним рифта.

Начало рифтогенеза может быть активным и пассивным. В случае активного рифтогенеза реализуется взаимодействие между астеносферой и литосферой, с термическим утонением литосферы, ее разогревом и поднятием и появлением горизонтальных напряжений растяжения, вызывающих рифтогенез. Рифтовые разломы проникают в виде плоскостей скольжения только до подошвы верхних горизонтов коры – зоны максимальных глубин землетрясений на материках.

Под рифтовыми зонами понимаются полосовидные в плане тектонические зоны протяженностью многие сотни и тысячи километров, в которых происходит (или преобладает) горизонтальное растяжение земной коры в направлении поперечном к их простиранию, сопровождаемое подъемом нагретого глубинного мантийного материала.

Процесс формирования (образования) рифтовых зон носит название рифтогенеза. Он проявляется в утонении земной коры и литосферы в целом, в возникновении, расширении и углублении рифтов – линейных грабенов, рассекающих земную кору и ограниченных взаимопараллель-

5. Основные черты строения континентов	85

ными сбросами (рис. 5.6 – 5.8). Возможен полный разрыв земной коры и образование в полосе ее раскрытия новой коры океанического типа при поступлении в зону разрыва продуктов дифференциации мантийного материала.

Рис. 5.6. Схема рифтового вспучивания по окраинам Красного моря и Аденского залива (из работы Клооса, 1951), по А. Фишеру (1978)

Амплитуды относительного перемещения блоков по наклонным сбросам достигают 2 – 5 км. Наряду с горизонтальным растяжением здесь могут быть значительные сдвиговые смещения (район разлома Сан-Андреас).

Формирование рифтогенных структур сопровождается (или предваряется) мощными извержениями магмы кислого и основного состава известково-щелочного ряда. Рассредоточенность растяжения и сопутствующего вулканизма в пределах очень широкой полосы в некоторых эпиорогенных рифтовых зонах очевидно обусловлена развитием рифтогенеза в условиях «прогретой», «пластичной» и раздробленной литосферы по сравнению с относительно «жесткой» и «холодной» литосферой эпиплатформенных рифтовых зон. Рифтовые грабены ограничены большей частью так называемыми листрическими разломами (lictron – гp. – совок). Этот термин впервые использовал Е. Зюсс в 1909 г. при описании отдельных лопатообразных разломов, образование которых не связано со складчатостью. Отмечается сложность геометрических форм листрических поверхностей, что затрудняет определение конкретных направлений движения.

86	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Рис. 5.7. Тектонические и геоморфологические модели рифтовых долин, по А.М. Куэннеллу (1991): А – открытая трещина: образование ослабленной зоны при растяжении или изгибе; Б1 – образование второй открытой трещины вследствие изгиба блока; Б2 – формирование грабена (рифтовой долины) в результате образования второго нормального сброса; Б3 – образование разлома и нормального сброса вследствие движения одного блока; В1 – зарождение рифта, расхождение стенок трещины, внедрение основных пород; В2 – на стенках трещины образуются ступенчатые сбросы, все элементы рельефа имеют тектоническое происхождение; Г1 – симметричный грабен (рифтовая долина), преобладают тектонические процессы;

5. Основные черты строения континентов	87

Г2 – заполнение грабена осадками, накопившимися после сбросообразования; Г3 – структурный рельеф сбросовых уступов, отпрепарированных и эродированных, вследствие частичного размыва осадков; Г4 – возобновление движений по разломам и образование сложных тектонических и структурных, многоцикловых уступов; Д1

– грабен (рифтовая долина), в котором мощность дорифтового осадочного покрова превышает амплитуду вертикального перемещения; Д2 – размыв покровных отложений и образование эрозионной поверхности; Д3 – второй цикл эрозии, приводящий к выражению в рельефе линии тектонического уступа и образованию ресеквентной (структурной) рифтовой долины; Д4 – эрозионные уступы перекрыты новообразованными осадками; Е1 – грабен (рифтовая долина), в котором мощность дорифтового комплекса осадков меньше амплитуды вертикального перемещения; Е2 – первый цикл эрозии выводит на поверхность приразломный уступ; Ж1 – рифтовая долина Руква, позднекайнозойские разломы смещают палеогеновую поверхность выравнивания, вертикальные смещения до 1000 м, отложения покрова опущены по разломам, осадконакопление происходило после образования сбросов, озерная терраса возникала во время высокого стояния уровня озера; Ж2 – Верхнерейнская рифтовая долина, опускание по разломам; И1 – образование параллельных левых сдвигов, связанных трещиной растяжения; И2 – движение по сдвигу приводит к расширению трещины растяжения и раздвиганию стенок трещины, что приводит к образованию рамбохазма; К1 – параллельные сдвиги, соединенные изгибающейся зоной скалывания; К2 – движение по сдвигу приводит к образованию разрыва сигмоидальной формы, имеющего рифтовую природу. Цифры на рисунках: 1 – трещины; 2 – плоскость разлома; 3 – сбросовые уступы; 4 – эродированные сбросовые уступы, сглаженные денудацией, расчаленные и отступившие за счет плоскостного смыва; 5 – сбросовые уступы второй фазы движения; 6 – отпрепарированный сбросовый уступ; 7 – линии сбросовых уступов; 8 следы линии сбросовых уступов; 9 – структурные линии сбросовых уступов; 10 – уступы или стенки рифта; 11 – ступенчатые сбросы; 12 – сдвиги, плоскость сместителя, вертикальная; 13 трещины растяжения; 14 – ромбохазм; 15 – сигмоидальный изгиб сдвига; 16 – сигмоидальная щель или рифт; 17 – дорифтовый чехол осадков; 18 – осадки, заполняющие рифт; 19 – подкоровые магматические породы; 20 – террасы 21 – отпрепарированные эрозионные поверхности

Высказывается несколько гипотез, объясняющих условия происхождения листрических разломов. Одна из них (Е. Зюсс, Р. Лахман, В. Феллениус) связывает образование таких разломов с силой тяжести – форма ковша образуется в результате меньшей нагрузки на породы вблизи поверхности по сравнению с глубокозалегающими зонами. Другая (С. Киноу) признает решающую роль активных тектонических сил, действующих внутри земной коры на уровне «горизонта сдвига» и создающих криволинейные краевые разломы, наблюдаемые в рифтовых зонах (рис. 5.9). Эта, так называемая модель Вернике (В. Wernieke, 1985),

88	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

0 100 км

Рис. 5.8. Коллизионный Верхнерейнский рифт, по А. Шенгеру (1991). Черные квадраты – зоны сжатия, светлые – зоны растяжения поля мгновенных деформаций в Центральной Европе в плоскостях разрыва в очагах землетрясений в стереоскопической проекции нижней полусферы

50	100	150	200	250	300 км
0
20
0
20
0
20
40	1	2	3

Рис 5.9. Модель образования внутриконтинентального рифта и пассивной окраины, по B. Werniсke et al. (1982): 1 – синрифтовые осадки; 2 – синрифтовые влуканиты; 3 – океаническая кора

5. Основные черты строения континентов	89

применима к асимметричному типу рифтов. Для объяснения растяжения предполагается, что основание рифта совпадает с границей верхней хрупкой и нижней пластичной корой. Здесь располагается наклонная поверхность срыва, которая представляет собой одно из поверхностных ограничений рифта. Сдвиговое напряжение, достигающее максимального значения на «горизонте сдвига», уменьшается на верхних этажах.

По модели Маккензи (D. McKenzie, 1983) механизм погружения грабенов следует за растяжением и растрескиванием сводового поднятия, последующим термальным охлаждением подстилающей литосферы и нагрузкой осадков.

		Т а б л и ц а 5 . 1
	Термины и классификация, по И. Рамбергу и П. Моргану (1984)
	Термин	Краткое определение
	Активный рифтогенез	Рифтогенез в результате термального подъема астеносферы
	Пассивный (коллизи-	Рифтогенез, обусловленный региональным полем напря-
	онный) рифтогенез	жений
	Современный рифт	Рифт с современной тектоно-магматической активностью
	Палеорифт	Рифт, прекративший свое развитие
	Отмершая ветвь	Ветвь тройного сочленения, не развившаяся в спрединго-
		вый океанический бассейн
	Авлакогены	Палеорифты на древних платформах, нередко подвергав-
		шиеся последующему сжатию на отдельных участках

Для континентальных рифтов предложено много классификационных схем, однако общепринятой классификационной системы пока не существует. В отечественной практике чаще других используется структурно-морфологическая классификация Е.Е. Милановского (1976).

При этом учитываются следующие факторы: 1) особенности тектонического положения, структуры основания и предшествующая геологической история региона, ставшего ареной рифтогенеза; 2) характер тектонических структур, созданных в процессе рифтогенеза, и закономерности их формирования; 3) роль, масштаб и особенности магматических процессов, сопутствующих рифтообразованию, а иногда и предваряющих его.

90	В.П. Парначёв. ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Исходя из первого критерия, рифтовые зоны и пояса континентов подразделяются на две группы:

1.Эпиплатформенные рифтовые пояса и зоны, в которых рифтооб-

разование началось после весьма длительного (200 – 500 млн лет) этапа платформенного или близкого к нему развития.

2.Эпиорогенные рифтовые пояса и зоны, где рифтогенез непосред-

ственно следовал за орогенным этапом, т.е. процессом коллизии, или даже сочетался с явлениями эпигеосинклинального орогенеза.

Континентальные эпиплатформенные рифтовые зоны приурочены главным образом к выступам фундамента платформ и значительно реже

кучасткам развития платформенного чехла (Левантийская, СевероМорская, частично Эфиопская рифтовая зоны).

В большинстве случаев рифтовые зоны накладываются на области позднепротерозойской (гренвильской, байкальской) складчатости, избегая областей более древней – архейской или раннепротерозойской консолидации. Последние служат внешней рамой этих рифтовых поясов или образуют среди них жесткие «срединные» массивы, т.е. блоки (массив Виктория в южной части Африкано-Аравийского пояса, рис. 5.10). Реже рифтовые зоны возникают на эпиплатформенном основании (Рейнско-Ронский участок Рейнско-Ливийского рифтового пояса).

В большинстве случаев молодые рифтовые структуры наследуют простирания древних складчатых и разрывных структур фундамента или «приспосабливаются» к ним, образуя коленчатые, зигзаговидные, кулисные очертания. Это связано с тем, что в процессе рифтогенеза древний анизотропный фундамент раскалывается по наиболее ослабленным направлениям. Такие направления в фундаменте в течение длительного дорифтового времени являлись зонами повышенной проницаемости и внедрения разнообразных интрузий, в том числе интрузий кольцевого типа (Разваляев, 1988). Для эпиплатформенных рифтовых поясов характерны рифтовые зоны с крупными единичными осевыми грабенами и субщелочной или щелочной характер сопутствующего магматизма, нередко с участием карбонатитов.

Среди эпиплатформенных рифтовых зон выделяются два типа, существенно различающихся по характеру структур, относительной роли вулканизма и истории формирования: сводово-вулканических и щелевых рифтовых зон.

Сводово-вулканические рифтовые зоны (Эфиопская и Кенийская зоны Восточно-Африканской рифтовой системы (рис. 5.10).