Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

Рис. 3.4. Схема хронологического соотношения вертикальных движе­ ний, вулканической активности и проседания бассейнов в районе Вос­

точно-Африканского плато.

Вертикальные линии показывают время формирования отдельных рифтовых бассей­ нов (даны названия), их зон, длительность вулканических процессов (Ebinger, 1989).

Рис. 3.5. Толщина упругой (эластичной) части литосферы Восточной Африки (в км), оце­ ненная на основе анализа топо­ графии и гравианомалий Буге [Ebinger, Bechtel et al., 1989].

Крапом показаны области с тол­ щиной упругой литосферы менее 50 км. Штриховкой показаны основ­ ные рифты.

А — Афар, Э — Эфиопский рифт, К — Кенийский рифт, 3 — Западная ветвь рифтов.

на полуграбена 40-60 км, глубина погружения — 2-5 км. Типичные для Западной ветви рифтов соотношения разных видов структур рас­ тяжения показаны на рис. 3.6. Полуграбены ограничены с одной сто­ роны главной зоной ступенчатых крутых сбросов. Ширина этой зоны

3 3 6

Рис. 3.6. Классификация трансферных зон, связанных со сбросами в рифтовых зонах [Morley et al., 1990].

а — основная геометрия, б — усложненная классификация. I, II, / / / — основные типы расположения трансферных зон. 1 — монокиналь, 2 — разлом растяжения, 3 — положение трансферной зоны, 4 — трансферная зона.

сбросов достигает 10-20 км. С некоторыми из них связан синразломный мантийный вулканизм (например, вулканическая провинция Рунгве на северном окончании рифта Малави, бассейна Каронга, согласно [Ebinger et al., 1989]), поэтому допускается, что эти разломы общели­ тосферные. В целом вулканизм для данной ветви рифтов не характе­ рен. Небольшие его проявления связаны главным образом с попереч­ ными сдвиговыми (вероятно, общелитосферными) зонами [Rosendahl, 1987; Pasteels et al., 1989].

Главные структурные элементы Западной ветви рифтов — это полуграбены (рис. 3.7-3.10). Они ограничены линейными или дугооб­ разными в плане сбросовыми зонами (главными краевыми разлома­ ми). Фундаментальным свойством этой рифтовой ветви является про­ дольная сегментация с чередованием главных сбросов то с восточной, то с западной стороны. Стандартная длина сегментов около 100 км. Такая сегментация согласно [Ebinger, 1989] отражает реакцию толстой литосферы на растяжение, хотя и имеется некоторая унаследованность контуров сегментов от дорифтовой структуры фундамента [Versfelt, Ro-

337

Рис. 3.7. Детальные карты разломов рифтовых озер Танганьика и Малави, составленные по данным многоканаль­ ного сейсмического про­ филирования.

Жирными линиями пока­ заны основные разломы [Versfelt, Rosenndahl, 1989].

sendahl, 1989]. Сегменты отделены друг от друга поперечными и диа­ гональными трансферными (переносящими) разломными зонами. Полуграбены, особенно со стороны главных краевых разломов, граничат с плечевыми поднятиями, которые формировались синхронно с глав­ ной фазой грабенообразования [Милановский, 1976; Ebinger et al., 1989]. Величина их воздымания достигает 1-2 км [Милановский, 1976]. Согласно [Ebinger, 1989; Ebinger et al., 1989] рифты Западной ветви формировались не строго синхронно, сначала обособливались отдельные бассейны, а затем в процессах пропагации (прорастания по простиранию) они соединялись друг с другом. Локальный вулканизм проявлялся синхронно с главной фазой разломообразования и позже [Ebinger et al., 1989; Pasteels et al., 1989]. Величина растяжения коры в рифтах рассчитанная по геометрии сбросов, не превышает 15% (10 км) [Ebinger, 1989]. Рифты характеризуются некоторым утонением коры [Милановский, 1976].

Модель формирования структуры рифтов Западной ветви является базовой в этой работе и поэтому разбирается специально. В основе модели лежат следующие граничные условия: 1) рифтогенез был на­ ложен на толстую литосферу толщиной более 100 км с подкоровым хрупким слоем; 2) рифтогенез реализовался в виде формирования це­ почки полуграбенов с крутыми краевыми сбросовыми зонами; 3) крае-

338

От 214а

Рис. 3.8. Интер­ претация многока­ нальных сейсмиче­ ских профилей для Таньганьикского рифта [Burgess et al., 1988].

Кайнозойские оса­ дочные формации, воз­ раст которых точно не установлен: 1 — Кигома, 2 — Макара, 3 — Махали, 4 — Зонгве, J — Лукуга.

Цифрами показаны номера профилей. Вер­ тикальное искажение масштаба 3/1.

339

Бассейн Моба

Бассейн Марунгу

Рис. 3.9. Разрезы через рифтовые бассейны Моба и Марунгу (южная часть оз. Танганьика).

Для подводной части — по данным сейсмического профилирования [Ebinger, 1989].

Рис. 3.10. Геологический разрез через рифтовый бассейн Каронга (се­ верная часть рифта Малави).

Звездочками показаны эруптивные вулканические центры [Ebinger et а!.. 1989].

вые главные сбросы формировались то с восточной, то с западной сто­ роны будущих впадин; 4) типичная ширина полуграбенов 40-60 км; 5) синхронно с формированием некоторых краевых сбросов вдоль них мантийная магма транспортировалась на поверхность; 6) синхронно с образованием полуграбенов у его сбросовой стороны формировалось плечевое поднятие.

Если рифтогенезу подвергается толстая литосфера с хрупким подко­ ровым слоем, то неизбежно разломообразование, контролирующее рифтогенез, должно произойти и в подкоровом верхнемантийном жестком слое. Эта гипотеза, намеченная в ряде работ [Никишин, 1987; Лобков-

340

вому поднятию шириной 1000 км и высотой до 2.5-3 км. В его преде­ лах платовулканизм (в основном базальтовый) протекает, начиная с эоцена (около 50 млн лет). Эфиопский рифт несколько смещен к восточной части свода и лавового плато. Его структура показана на рис. 3.12, 3.13. Развитие Эфиопского рифта сопровождалось крупно-

Рис. 3.12. Структурная схема Эфиопского рифта. По [В. Г. Казьмину, 1987| с упрощением.

1 — главные сбросы; 2 — поперечные разломы; 3 — осевые зоны с активными тре­ щинами; 4 — плейстоценовые кальдеры; J — плейстоценовые риолитовые вулканы; б — плиоценовые вулканы; 7 — плиоценовые кальдеры; 8 — среднемиоценовые базальтовые вулканы; 9 — верхнеплиоценовые риолитовые вулканы; 10 — мелкие вулканические про­ явления: а — штоки трахитов, фонолитов, б — базальтовые конусы; 11 — бортовые усту­ пы с развитием антитетических сбросов; 12 — ступенчато-сбросовые уступы.

342

Геш-Мегал

Рис. 3.13. Схематизированная блок-диаграмма северной части цен­ трального сектора Главного Эфиопского рифта [WoldeGabriel et al., 1990].

масштабным вулканизмом, начавшимся в конце эоцена [WoldeGabriel et al., 1990]. Структурная эволюция Эфиопского рифта пока плохо расшифрована, но в ней намечается три стадии [WoldeGabriel et al., 1990]: (1) поздний олигоцен-ранний миоцен — формирование цепочки чередующихся полуграбенов вдоль будущего рифта; (2) поздний мио­ цен-плиоцен — формирование симметричного рифта в полосе более ранних полуграбенов синхронно с крупномасштабными вулкано-плу­ тоническими процессами; (3) четвертичное время (возможно, и позд­ ний плиоцен) — формирование внутририфтовых и осевых узких зон активного растяжения (зоны Вончжи и ее аналогов). Величина растя­ жения коры в Эфиопском рифте оценена в 25-30 км [Казьмин, 1987]. Соотношение плато-базальтового вулканизма и рифтогенеза для Эфи­ опской зоны пока строго не расшифровано [Казьмин, 1987; Berhe et al., 1987], главная эпоха плато-базальтового вулканизма была в эоценераннем миоцене и завершилась в позднем олигоцене-раннем миоцене синхронно с первой фазой рифтинга в Эфиопском рифте. Во время второй и третьей стадий рифтинга вулканизм сосредоточился в основ­ ном в полосе рифтовой впадины и более локально проявлялся в ос­ тальных частях сводового поднятия. Время образования сводового поднятия является предметом дискуссий [Berhe et al., 1987]. Согласно В. Г. Казьмину [1987] свод начал формироваться в позднем олигоценераннем миоцене (синхронно с первой фазой рифтинга). Однако име­ ются сведения, что фаза воздымания была на границе эоцена и олиго­ цена (35-40 млн лет назад) [Berhe et al., 1987], и что еще в позднем мезозое эта область испытывала слабое относительное поднятие [WoldeGabriel et al., 1990].

343

Кенийская рифтовая зона сходна с Эфиопской, но для нее харак­ терна меньшая величина растяжения коры и структурно она выражена цепочкой полуграбенов с элементами перехода к структуре симмет­ ричного рифта [Милановский, 1976; Rosendahl, 1987; WoldeGabriel et al., 1990; Strecker et al., 1990] (рис. 3.15-3.17).

Рис. 3.15. Геологи­ ческая карта северной части Кенийского риф­ та [Липпард, Тракл, 1981].

I — флексура; 2 — раз­ лом; 3 — центральный вулкан; 4 -5 — четвертич­ ные отложения: 4 — аллю­ вий, 5 — лава; 6 — плио­ цен; 7 — миоцен; 8 — фундамент; 9 — граница геологического картирова­ ния.

]1

]2

Щ]з

□ 34,5

№

В 7

EZI8

CZZ39

Суэцкий грабен является северным продолжением Красноморско­ го рифта. Он описан во многих работах [Милановский, 1976; Evans, 1990; Jarrige et al., 1990]. Строение рифта показано на рис. 3.18. Де-

345