Рифтові системи Землі

Подібний "зебровидний" малюнок аномальних полів відзначений і на дні улоговин, що підходять впритул до хребта Гаккеля, а також на продовженні східного закінчення хребта, з чого можна зробити припущення, що фланги хребта і його східне продовження занурені і поховані під товщами відкладів. Виміри теплового потоку в рифтовій зоні показали значення більше 3 мккал/см2 у рік.

До рифтової зони хребта Гаккеля приурочені епіцентри землетрусів. Цей сейсмічний пояс продовжується далі до сходу у вигляді системи Колимо-Алеутських розломів. Інше продовження цієї системи ‑ Верхоянські глибинні розломи, дислокації Алданського щита і Байкальської гірської країни.

Північніше хребта Гаккеля простягається улоговина Амундсена з максимальною глибиною близько 4490 м, У західній її частині рельєф абісально-горбистий, центральна ж і східна частини зайняті плоскою абісальною рівниною, що американськими дослідниками названа Полярною. Північний полюс розташований у межах цієї улоговини.

Ю.М. Пущаровський (1976) з посиланням на роботу Р.М. Деменицької і Ю.Г. Кисельова вказує, що під відкладами в улоговинах Нансена й Амундсена виявляється товща порід, де сейсмічні швидкості складають 5-6 км/с. З цього робиться висновок про присутність тут гранітного шару і про вторинне походження цих улоговин. Великий діапазон зазначених швидкостей може в однаковій мірі говорити і про присутність "другого", а не гранітного шару.

Звернений до Північної Америки край улоговини Амундсена примикає до наступного великого орографічного елементу дна Північного Льодовитого океану ‑ хребту Ломоносова. Мінімальна глибина над ним 489 м., відносна висота хребта ‑ до 3000 м. Цей хребет починається поблизу Землі Гранта і примикає до материкового схилу підводної окраїни Азіатського материка приблизно навпроти Новосибірських островів. Я.Я. Гаккель і ін. (1968) описують цей хребет як масивне брилове лінійно витягнуте спорудження з крутими схилами розчленованими підводними каньйонами, і вирівняною верховою поверхнею. Гребінь хребта покритий відкладами потужністю до 300 м. Серед уламків порід, зібраних з його поверхні поряд з базальтами і долеритами були виявлені також кристалічні вапняки, кварцити н ортогнейси, аналогічні архейсько-протерозойським і рифейським породам Землі Гранта. З цього був зроблений висновок про те, що хребет Ломоносова – складчасто-брилова система каледонського віку складена корою матерії нового типу. Сейсмічні дослідження, виконані з дрейфуючої станції Альфа, показали на всьому шляху його проходження океанічний тип кори. Ще раніше такий же висновок був зроблений Дж. Олівером, який спостерігав за поширенням поверхневих сейсмічних хвиль, хвилеводом для якого служить гранітний шар материкової кори. Виявилося, що хвилі цього типу не реєструються в області Арктичного басейну, хоча відмінно записуються на шельфі.

За хребтом Ломоносова розташована смуга ложа океану з дуже складним рельєфом. До материкового схилу Землі Гранта примикає плато Північ, з мінімальними глибинами 1500 м, з численними короткими гребенями, розділеними западинами й окремими конусоподібними вершинами (підводна гора Остенсо й ін.). Східним продовженням цієї морфоструктури служить плато Альфа, що має також брилове розчленовування. Південно-західний край плато Альфа піднімається по глибокому розломі й утворює бриловий хребет Менделєєва. Одним закінченням цей хребет приєднується до середнього відрізка хребта Ломоносова, а іншим ‑ до Чукотського аван-шельфу.

2.2 Континентальні рифтові зони.

2.2.1 Східно-Африкансько-Аравійський рифтовий пояс

Древній континент Африки починаючи з олігоцену піддавався сильному дробленню і деформаціям з утворенням величезних рифтових западин і зводових піднять. Це обумовило розвиток молодого вулканізму в більших масштабах, ніж на інших континентах. На сході Африки сформувався Східно-африкансько-аравійський рифтовий пояс, де молодий вулканізм проявився в максимальних масштабах і виникла так звана Висока вулканічна Африка. На території Сахари ‑ процеси активізації древньої платформи виразилися переважним розвитком великих і малих підвищень, ускладнених горстами і грабенами. Такі зводи Дарфур, Тібесті, Ахаггар і ін. З ними також був пов'язаний сильний розвиток молодого вулканізму, утворення величезних вулканів [9].

Прояви молодого вулканізму в кожному з районів мали свої особливості. Однак для всієї Африки було характерно головним чином розвиток базальтів як толеітової, так і лужної магми.

Варто також підкреслити контрастне чергування базальтів з кислими лавами (до ліпаритів включно) з утворенням великих ігнімбритових покривів.

Так, самі великі відомі континентальні вулкани розташовані в Африці. приурочені до області Великого Африканського грабена, що простягається на тисячі кілометрів до великих озер, які розкинулися в рифтових долинах. Це озера Альберт, Ківу, Танганьїка і Ньяса. Уздовж рифтових долин витягнуті гірські гряди, висота яких місцями перевищує 5000 м. Найвища гора ‑ Кіліманджаро (5895 м) являє собою вулкан, про недавню діяльність якого свідчать розташовані на ньому фумароли. Найбільш відомі активні вулкани Н’ямлагіра (3052 м) і Нірагонго (3470 м). Особливу популярність ці вулкани придбали завдяки тому, що в їхніх кратерах довгі роки зберігалися лавові озера. Лавове озеро Н’ямлагіри зникло під час великого виверження цього вулкана в 1938-1940 р. На вулкані Нірагонго лавове озеро продовжує існувати. Небагато діючих вулканів відомо в районі Червоного моря. У дуже недалекому минулому вулкани діяли на Аравійському півострові. [Мархинин]

Система осадових басейнів рифтових грабенів Східної Африки відрізняється переважно малими потужностями осадових товщ. Однак, усупереч широко розповсюдженій думці про неотектонічну природу цих грабенів, у тих, де проведені географічні зйомки і буравлення, виявляються ознаки значно більш древнього закладення. Особливо показовий у цьому аспекті грабен Суецької затоки, що при довжині 300 км і ширині 70 км має осадову товщу до 6 км, яка складена трьома поверхами: теригенними товщами (700-800 м), карбонатно-теригенними відкладеннями (2000 м) і міоцен-пліоценових товщ (до 4000 м і більше). Характерно, що в цьому грабені встановлена нафтогазоносність усіх трьох поверхів.

У зональності розміщення й особливостях розрізів басейнів Африки чітко виявлений її поділ на велику північну сублавразійську і меншу південну гондванську частини. Загальні обсяги седиментосфери Африки відносно невеликі. У її межах виділяється лише одна Північно-африкансько-Середземноморська велика область седиментації площею об’ємом 10 млн км3.

Звичайно вважають, що грабен Суданської зони занурень закладений в крейдовому періоді і по них здійснювався зв'язок Середземного моря з Гвінейською затокою. Однак у грабенах Гао і Чад відзначена присутність юрських лагунових відкладень. Верхньоюрські відкладення, що включають вапняки з морською фауною потужністю близько 500 м, установлені на крайньому північному сході синеклізи Конго. Представляється дуже ймовірним розвиток юрських відкладень і в осьових частинах грабенів Верхньонільської синеклізи. У такому випадку морські верхньоюрсько-крейдові відкладення грабенів Судансько-Нігерійської зони прогинань резонно розглядати як продовження в глиб Африки Сомалійського морського палеобасейна.

Таким чином, широтна рифтова система мезозойського віку, що розвивалася в смузі між 5 і 15° пн. ш. роздробила Дагомейський, Камерунський і Центральноафриканський щити, є до олігоценовим специфічним прирозломним спорудженням уздовж південних рубежів седиментаційних областей, що тяжіють до лавразидів. Лише більш південні райони Африки протягом усього фанерозою безсумнівно належали Гондвані. Седиментаційні процеси в смузі між Суданською зоною прогинань і Середземномор'ям відрізнялися своєрідним розвитком. У періоди загально-тектонічних занурень і євстатичних підвищень рівня моря тут переважали морські відкладення лавразійсько-тетичного типу, принесені трансгресіями від окраїн у глиб континенту, а в теократичні і льодовикові періоди тут домінували умови седиментогенеза, подібні з внутрішніми районами Гондвани.

Східно-Африкансько-аравійський рифтовий пояс підрозділяється на чотири панрегіональні рифтові системи-гілки [1]: 1) західну, чи Ньяса-Танганьїкську, 2) східну, чи Кенійсько-Ефіопську, 3) північну, чи Червономорсько ‑ Йорданську, 4) Аденської затоки. Кожна з цих систем відрізняється своєрідністю новітнього вулканізму, але для усіх характерний яскраво виражений лужний вулканізм, властивий областям постплатформенної активізації континентальної земної кори.

Ньяса-Танганьїкська рифтова гілка простягається від берегів Мозамбікської протоки на півдні, до р. Білий Ніл на півночі і має довжину біля 2500 км. За даними Е.Е. Мілановського [], велика частина цієї рифтової гілки розташована в межах Убендійської ранньопротерозойської і накладеної на неї Карагве-Анколійської середньорифейської складчастих систем.

Ньяса-Танганьїкська гілка була ареною розвитку вулканізму наприкінці тріасу і початку юри, у ранній крейді, у неогені й антропогені. Вулканізм був пов'язаний з формуванням грабенів, вулканічна гілка в даний час складається з багатьох великих і дрібних грабенів. Найбільш великі: Ширва, Ньяса, Руква, Танганьїка, Ківу, Едуард-Джордж, Семлікі й Альберт, Альберт-Ніл. Одні частини цих грабенів зайняті великими озерами, інші ‑ могутніми новітніми, у тому числі і вулканогенного типу.

Грабени відносяться до щілиноподібного типу і не супроводжуються широкими підняттями краєвих напівзводів, що спостерігається в Кенійсько-Ефіопській рифтовій гілці. Лише в середній частині гілки, в Руанда-Бурунді є широке зводове підняття, яке росте з палеогена. Саме до цього зводу і приурочені найбільш інтенсивні прояви новітнього вулканізму.

Новітній вулканізм проявився в Ньяса-Танганьїкській рифтовій гілці в декількох роз'єднаних територіях у вулканічному районіні Рунгве, оз. Ківу, горсту Рувензорі.

Кенійська рифтова гілка простягається на 2000 км від східного берега озера Ньяса у вигляді положистої дуги, опуклої на північний схід, проходить до Червоного моря. Підрозділяється на двоє: Кенійську, чи рифт Грегорі, і Ефіопську. У межах рифта Грегорі можна виділити кілька великих структур [Милановский, 1974]. Від східного берега оз. Ньяса на північний схід простягається рифтово-горстова структура долин Рухуху і Кіломберо. Східніше ‑ Масайське підвищення з рифтом долини Пангані (Руву). Далі на північ розташована складна система вузлів перетинання рифтів Еясі-Натрон і Балангіда-Маньяра. Східніше неї знаходиться поперечна рифтова структура Мір-Кіліманджаро, за якою простягається меридіональна рифтова система Магаді-Наіваша-Барінго і поперечна до неї широтна рифтова структура Кавірондо-Кенія. Ще північніше ‑ рифт оз. Рудольф, а за ним Ефіопський рифт.

На відміну від західної Ньяса-Танганьїкської рифтової гілки в рифті Грегорі й Ефіопському рифті сформувалися великі новітні підвищення. Їхнє утворення супроводжувалося могутнім вулканізмом з кінця олігоцену. Рифти тут менш глибокі і більш широкі, ніж у Ньяса-Танганьїкській гілці.

У межах рифта Грегорі новітній вулканізм пройшов шість стадій розвитку. У ранньому і середньому міоцені відбулось тектонічне опускання і відокремлення цього рифта від Ефіопського, масові тріщинні виливи базальтів, що утворили могутні лавові покриви потужністю від 400 до 1000 м. Сформувалися великі (до 40 км у дм.) щити, складені лужними лавами - фонолітами і нефелінітами. В даний час ці вулкани збереглися погано.

Для району перетинання рифтів Еясі-Натрон і Баландіна Ман’яра характерна складна тектонічна структура, сильне дроблення докембрійського фундаменту, що обумовило інтенсивний розвиток вулканізму. Він розвивався з раннього пліоцену. Максимальний розвиток одержав у пізньому пліоцені. Південна ділянка розвитку вулканізма ‑ рифт Балангіда-Ман’яра, де є трохи великих вулкагів: Хананг, Квараха й ін.

Приблизно на 3° пд.ш., між Кенійським і Масайським підняттями, простягається поперечна зона прогинів і грабенів Міру -Кіліманджаро. Для зони характерний могутній розвиток новітнього вулканізму. Сформувалися великі вулканічні масиви Міру і Кіліманджаро. Це найбільший в Африці вулканічний масив. Його дм. 100 і 80 км, а обсяг вулканогенних товщ становить більше 3000 км3. Являє собою три вулкани, що тісно злилися: Мавензі, Шира, Кібо.

На перетині рифтів Еясі-Натрон, Балангіда - Маньяра і поперечної зони Кіліманджаро ‑ Меру розташоване велике щитовидне підняття – Кратерне нагір’я. Воно складене пізньопліоценовими і ранньоплестоценовми породами базальтової серії. Нижній горизонт серії складають базальти, трахібазальт, трахіандезити, фоноліти. Обидва ці горизонти сформувались в результаті діяльності низки крупних щитових вулканів (Ембагаі, Нгоронгоро) і стратовулканів (Лемангрутрут, Олдеані, Лул - Маласін-Олширва). В плейстоцені Кратерне нагір’я було нарощене по північно-східному краю стратовулканами Кірімасі і Ол – Доіньйо-Ленгаі.

Сьогодні Кратерне нагір'я являє собою вулканічно складний щит дм. 100 і 60 км. Його основа має відмітку 1500 м. На півдні відмітки поверхні нагір'я 2000 м, на півночі - 2500 м. Південно-західний край утворений щитовидними стратовулканами Лемангрут і Олдеани, що злилися між собою. У центрі нагір'я розташовується гігантська кальдера Нгоронгоро

Ефіопська рифтова гілка Східно-Африканської рифтової системи являє собою продовження на північ Кенійської рифтової гілки. Вона перетинає Ефіопське новітнє нагір’я, що приблизно в три рази перевершує Кенійське по ширині. Амплітуда новітніх підняттів Ефіопського нагір’я 2000 м, що перевищує амплітуду новітнього підняття Кенійського зводу (1500 м). Ефіопська рифтова гілка складається з головного Ефіопського рифта на півдні, депресії Афар і Данакільського грабена і горсту на півночі. Головный Ефіопський рифт простягається на 600 км від оз. Рудольф до западини Афар (9°пн.ш.).Він відмежовує східний схил Ефіопського зводу, чи Сомалійського плоскогір'я, від центральної його частини, чи Ефіопського нагір'я. По східному краї Головного Ефіопського рифта Вонджі. До нього і приурочені прояви четвертинного вулканізму в Головному Ефіопському рифті [6].

Великі розміри Ефіопського зводу і велика амплітуда його новітніх підняттів обумовили великі обсяги новітніх вулканічних порід. Їхній обсяг 350-400 тис.км3. Вулканізм розвивався тут з еоцену. На півночі і з міоцену ‑ на півдні. У розвитку новітнього вулканізму в межах Ефіопського рифта виділяють п'ять стадій (серій).

1.     Трапова серія (еоцен-олігоцен).

Траповий вулканізм із тріщинними виливами базальтів, що утворюють обширні покриви в північній і центральній частинах Ефіопського зводу. Ними складені деякі частини лавових плато в районі оз. Тана і на північ від головного Ефіопського рифта.

2. Серія щитових вулканів (міоцен). Перехідний характер вивержень від тріщинного до центрального. Лави олівінового базальту були рідкими й утворили великі (до 100 км у дм.) щити. Такі щити до півночі і півдня від оз. Тана (гори Симен і Чоке), на півдні Сомалійського плоскогір'я (гори Мендебу, чи Орохо). Вище по геологічному розрізі базальти змінюються трахібазальтами, трахіліпаритами і пантеллеритами (тобто кислими породами), що утворюють ігнімбритові покриви.

Серії щитових вулканів у депресії Афар приблизно відповідають товщі древніх покривних базальтів Афара, хоча нижня частина відноситься до древнього, олігоценового,віку. Ця товща потужністю до 4-5 км заповнює депресію Афар;

3. Ігнімбритова серія (пліоцен).

Масові тріщинні викиди пірокластів кислої сильнолужної магми біля західного борта Головного Ефіопського рифта. У південній і центральній Ефіопії сформувавши величезні покриви пантелеритових ігнімбритів. Вони утворюють верхні частини вулканічних товщ Ефіопського нагір'я біля Аддис-Абеби, оголюються в бортах рифта в районі оз. Авуоа і Звай;

4. Серія Аден (плейстоцен).

Зосередження базальтового вулканізму в межах Головного Ефіопського рифта й у депресії Афар. Відзначається зв'язок цих вивержень з поперечними до рифту розломами по яких прояви вулканізму цієї стадії іноді спостерігаються і за межами рифта ‑ на Ефіопському нагір'ї. У рифті серії Аден зосереджені базальти голоценового віку. Базальти серії Аден відомі також на Ефіопському нагір'ї в прогині, зайнятому долиною р. Голубий Ніл;

5. Кислі породи серії Аден (голоцен-сучасний вік). Перевага центрального типу вивержень кислої пантеллерит-комендитової асоціації. Ці породи утворюють стратовулкани. Північніше депресії Афар ці вулкани зустрічаються також уздовж розломів, що січуть дно депресії.

У межах Ефіопської рифтової гілки можна виділити чотири вулканічних райони: 1) Головний Ефіопський рифт, 2) депресію Афар, 3) Ефіопське нагір'я, 4) Сомалійське плоскогір'я.

Головний Ефіопський рифт починається північніше оз. Стефані (5° пн.ш.) і простягається до 9° пн.ш., де переходить у південне закінчення депресії Афар. Поперечні вулкано-тектонічні перемички розділяють Головний Ефіопський рифт на ряд улоговин з відносно великими озерами в них. Такі оз. Чамо, Абая (Маргерита), Авуса, Шала, Хора-Абьята, Лангана, Звай. Рівні води в озерах коливаються в межах 1200-1300 м. Відмітки поверхні днища в рифті 1200-1500 м. Борти рифта підняті над його днищем на 1000- 1500 м, їхньої оцінки 2600-3500 м. У межах Головного Ефіопського рифта відомо 6 молодих, що частково вже потухли вулканів.: Чаббі, Маунт Фіш, Алуту, Босеті-Гудда, Гарібалді-Пас,Фонтале.

Депресія Афар на півночі Ефіопії ‑ південне продовження рифтової зони Червоного моря, від якої депресії відділена горстом Данакільських гір Земна кора в межах депресії ще не втратила характерних рис колишньої океанічної земної кори, потужністю, яка не перевищує 10 км. Депресія заповнена могутньою (5 - 6 км) серією покривних базальтів Афара олігоцен-міоценового віку. Вище по геологічному розрізу тут залягає четвертинна вулканогенна серія Аден.

У недавньому геологічному минулому депресія Афар була затокою Червоного моря, що регресувало звідси близько 80 тис, років тому. Тому деякі вулкани виникали в підводних умовах.

Спочатку відбувалися тріщинні, а потім центральні виливи диференційованої базальтової магми (диференціація від базальтів до ріолітів). У структурному відношенні для депресії характерна складна система великих і малих грабенів.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7