7.1.4. Рифтогенные структуры

В настоящее время к рифтам (рифтогенным структурам) относят региональные узкие линейные пояса деструкции, формирующиеся в ре-зультате растяжения и раздвига земной коры. Не менее широко развиты они и в пределах океанов, но условия образования рифтов в океаниче-ском дне существенно иные.

Основные признаки рифтогенных структур сводятся к следующему.

Континентальные рифты имеют большую протяженность (сотни и тысячи километров) и резко выраженную линейность. Их ширина мо-жет составлять и первые километры, и многие десятки и даже сотни ки-лометров. По мере развития ширина рифта увеличивается, что до неко-торой степени может отражать время их заложения.

Рифтогенные структуры возникают в условиях растяжения земной коры. При этом происходят ее утонение и раздвиг, поперечный к на-правлению рифта, нередко сопровождающийся полным разрывом гра-нит-метаморфического, а иногда и базальтового слоев.

Наиболее крупные из рифтов приурочены к осевым частям дли-тельно развивающихся сводовых поднятий платформ, благодаря чему в современном рельефе кайнозойские рифты выражены четко очерчен-ными понижениями (рифтовыми долинами), ограниченными окружаю-щими хребтами. Разрывы, обрамляющие рифты, принадлежат к нор-мальным сбросам или сбрососдвигам, но у длительно развивающихся рифтов появляются и взбросы; раздвиги в рифтовых поясах приводят к

105

появлению подчиненных по размерам параллельных или ветвящихся грабенов и горстов. У замыкания рифтов формируются грабены, сходя-щиеся к началу рифта под острым углом. Развитие рифтов сопровожда-ется повышенным тепловым потоком и интенсивным базальтоидным вулканизмом.

Для рифтогенных структур типичны четко выраженные отрица-тельные аномалии силы тяжести, за исключением участков полного разры-ва земной коры и появления на небольших глубинах выжатого вверх ман-тийного вещества. Поверхность М под рифтами приподнята до 10–15 км, а верхняя мантия разуплотнена (скорости сейсмических волн понижаются под рифтами с 8,2–8,5 до 7–7,8 км/с). Таким образом, в поперечном сечении большинство крупных рифтов напоминает двояковогнутую линзу.

По Е.Е. Милановскому, наиболее древние, отчетливо выраженные рифтогенные структуры известны в протерозое (авлакогены в фунда-менте Восточно-Европейской платформы). Палеозойские рифты рас-пространены значительно шире. К ним относится Днепрово-Донецкая впадина. В мезозое рифтогенез в континентальной зоне продолжает расширяться. В это время закладываются и развиваются самые крупные из современных рифтогенных структур: Красноморский, Байкальский, Рейнский рифты и др.

Байкальский рифтовый пояс расположен в осевой части сводового поднятия земной коры, вытянутого с северо-востока на юго-запад (рис. 75). Рифт ограничен крупными глубинными сбросами и имеет длину более 1000 км, ширину до 60 км. Наибольшая глубина в озере составляет 1650 м. Хребты, обрамляющие рифт, сложены поднятыми на значительную высоту архейскими и нижнепротерозойскими кристаллическими породами. Тол-щина неуплотненных осадков в рифте достигает 3 км. Возраст наиболее древних из них соответствует 25–30 млн лет, что позволяет отнести возник-новение рифта к концу олигоцена со средней скоростью погружения 0,6 см/год и горизонтальным раздвигом 0,2–0,3 см/год.

На востоке от оз.Байкал находятся многочисленные шлаковые и туфовые конусы, потоки и покровы лав, возраст которых не превышает нескольких десятков тысяч лет.

Под Байкальским рифтом расположена обширная положительная гравитационная аномалия, а мощность гранит-метаморфического слоя утонена на 8–12 км.

Заложение Байкальского рифта связывают с возникновением очага аномальной мантии пониженной плотности, приподнявшей земную ко-ру и вызвавшей растяжение и утонение земной коры в осевой части свода. В результате растяжения возникли разломы (сбросы) в земной коре, которые обрамляют рифт.

106

Среди палеозойских рифтов наиболее полно изучен Днепрово-Донецкий палеорифт (рис. 76). Он заполнен мощной толщей осадочых отложений девонского и каменноугольного возраста. Породы девона, турне и визе наблюдаются в центральной части рифта, тогда как на его бортах осадочный разрез начинается с верхнего визе. С намюрского века палеорифт не отличается своей активностью от окружающих его структур.

В центральной части палеорифта расположен линейно ориентиро-ванный грабен, ограниченный крупными сбросами с амплитудами сме-щения до 5 км и более. Грабен служит основанием для образовавшегося в позднем визе широкого пологого прогиба типа синеклизы. Среди верхнедевонских пород присутствуют огромные по объему залежи со-лей, достигающие мощности до 2 км, заключающие покровы, линзы и секущие тела базальтов.

Дислокации в осадочных толщах Днепрово-Донецкого палеорифта

Рис. 75. Разрез и план Байкальской рифтовой зоны, по В.П. Солоненко, Н.А. Флоренсову, с изменениями 19:

1 – неоген-четвертичное выполнение рифта; 2 – неоген-четвертичные платобазальты; 3 – потухшие четвертичные вулканы; 4 – край Сибирской платформы; 5 – контуры сейсмического пояса с интенсивностью землетрясений до М=6,5; 6 – сбросы; 7 – гра-ниты (протерозой); 8 – метаморфический нижний палеозой; 9 – архей (мраморы, слан-цы, гнейсы)

107

относительно просты, в них развиты не напряженные складки, местами осложненные надвигами. Глубинное строение Днепрово-Донецкого па-леорифта имеет характерные черты мезокайнозойских рифтов. Гранит-метаморфический слой утонен от 20 на бортах и до 12 км в центральном грабене, а базальтовый слой – от 30 до 18 км. Поверхность М на бортах расположена на глубине 45 км, а в центре – 30–35 км.

Примером позднепротерозойского палеорифта может служить Па-челмский прогиб Восточно-Европейской платформы.

В заключение отметим, что до настоящего времени не установлено, какой процесс в рифтообразовании первичный – растяжение и после-дующее перемещение вверх мантийного материала или, наоборот, по-явление разогретой разуплотненной мантии, ее перемещение вверх и растяжение земной коры.