Рифтовые бассейны

Рифтовые бассейны представляют собой протяженные, ограниченные разломами троги, которые проявляются в разнообразных тектонических ситуациях и включают разнообразные осадки. Они представляют собой важный источник залежей нефти и газа, эвапоритов и металлов. Более того, в рифтовых бассейнах мы находим ключ к пониманию новой глобальной тектоники. На эту тему опубликован ряд работ.

Имеются четыре главных типа рифтовых бассейнов с различным тектоническим положением и характером выполняющих их осадков.

Посторогенные межгорные рифты геосинклинальных поясов были описаны в предыдущем разделе. Они генетически отличаются от всех других рифтовых бассейнов благодаря происхождению в условиях напряжения растяжения.

Все три других типа рифтовых бассейнов развиваются в зонах подъема мантийного вещества, которые в конечном счете могут перейти в зоны спрединга морского дна.

Болес или менее протяженные линии рифтовых долин находятся вдоль систем срединных океанических хребтов и прослеживаются в континентальной коре Африки и Европы. Осадочные бассейны рифтов срединных океанических хребтов относительно мало изучены. Они, вероятно, выполнены в основном пелагическими осадками, которые переслаиваются с вулканогенными образованиями новой океанической коры, генерирующейся в зонах магматической и сейсмической активности.

Другие типы рифтовых бассейнов образуют непрерывный ряд, связанный с постепенным разрушением и латеральным дрейфом континентальных окраин. Шнейдер показал зависимость между тектоническими явлениями и осадочными фациями на фоне дрейфа континентов. Ниже будут описаны различные типы бассейнов.

Внутриконтинентальные рифтовые бассейны

Первую фазу развития рифтов можно видеть в пределах кратонов с континентальным типом земной коры. Локализованные поднятия генерируют гребнеобразные напряженные рифты. От максимального купольного поднятия обычно простираются трехлучевые рифтовые системы. Рифты заполняются континентальными озерно-речными осадками, покрывающими пространство между тектоническими границами рифта. Следствием магматической активности являются лавовые и вулканокластические переотложенные осадки бассейна.

Наиболее хорошо изученными континентальными рифтовыми системами являются Байкал и Сибири, долина Рейна в Германии и Восточно-Африканский рифт. Байкальский рифт развился на фундаменте палеозойских и докембрийских пород. Он имеет длину около 400 км и ширину 50 км. Деформации с короблением и погружением коры начались в миоцене, активное образование рифта — в плиоцене. Байкальский рифт сейчас выполнен 5-км толщей неморских кластитов.

Рейнский грабен пересекает Рейнский щит, а по западному и восточному краям его образовались Вогезы и Черногорье, (фиг. 147). Рифт появился, вероятно в среднем эоцене. Здесь отложена толща мощностью свыше 3 км различных неморских фаций осадков и все еще отмечается сейсмическая активность, сопряженная с погружением. Длина бассейна составляет около 250 км, а ширина в местах наибольшего развития около 40 км. Некоторые геологи, однако, полагают, что рейнский грабен является составной частью линейной системы рифтовых бассейнов, прослеживаемой от Северного моря через Рейн до долины Роны и далее через Средиземное морс до грабена Хон в Ливии.

Другая зона рифтов, субпараллельная первой, проходит от Суэца на юг через Красное море вплоть до великих озер Восточной Африки. Эти внутриконтинентальные рифтовые долины Восточной Африки аналогичны рейнскому грабену. Сейчас это сейсмически и вулканически активные зоны. Будучи врезанными в Африканский щит, сложенный докембрийскими метаморфическими породами, они выполнены позднетретичными и современными вулканическими и озерно-речными отложениями.

Межкратонные рифты

Дальнейшее растяжение и утонение континентальной коры под рифтом опускает дно рифта до уровня моря. Морская вода время от времени заполняет рифтовую долину, а локальные подъемы дна на фоне его общего погружения могут привести к образованию ловушек соленой воды, В результате обломочные фации перекрываются эвапоритами.

Суэцкий грабен — пример этой следующей стадии эволюции рифтового бассейна. Здесь дорифтовые породы фундамента перекрыты примерно четырехкилометровой толщей осадков миоцена, которая в нижней части сложена терригенными породами группы Гарандал, в верхней части — эвапоритовыми отложениями. В них различаются ассоциации гипсо-ангидритов, мергелей, каменной соли, доломитов и водорослевых известняков.

Суэцкий залив открыт к югу в сторону Красного моря. Это истинный межкратонный рифтовый бассейн. Он образован путем раскалывания коры Арабо-Нубийского кратона (фиг. 148). В осевой части Красного моря распространены пелагические фации морских осадков, которые перекрываются вулканитами. В участках необычных «горячих точек» на дне моря образовались рассолы и осаждаются природные металлы. В мелководных участках залегают вулканические породы, а гравиметрические и магнитные данные указывают на относительно неглубокое залегание океанической коры.

Окраины Красного моря маркируются двумя параллельными бассейнами осадконакопления. Они характеризуются падением пород в сторону от оси Красного моря и структурно осложнены горстами и грабенами. Существенно, что стратиграфически эти краевые бассейны межкратонного рифта смежные с Суэцким грабеном. Фундамент перекрывается толщей красноцветов, которые в свою очередь перекрыты мощной толщей эвапоритов в грабенах и рифогенными карбонатными породами в горстах. На этих миоценовых осадках залегают плиоценовые и более молодые осадки как морского, так и неморского происхождения, как карбонатные, так и территенные.

Южный вход в Красное море представляет собой продолжение хребта Карлсберг в Индийском океане. Следовательно, внутрикратонные и межкратонные рифтовые бассейны генетически связаны с океаническими хребтами и осевыми рифтами, которые маркируют зоны спрединга морского дна.

Из данных, свидетельствующих о спрединге морского дна, наблюдаемого на ранних стадиях образования рифта Красного моря и сопряженных рифтов, следует, что аналогичные бассейны «полуграбенов» со сходными последовательностями фаций должны присутствовать, например, вдоль берегов Атлантического океана.

Это действительно наблюдается в южной Атлантике. Побережья Бразилии и Африки, от Сенегала до Габона, включают ряд прибрежных горстовых и грабеновых бассейнов. В каждом из бассейнов базальные неморские кластиты перекрыты эвапоритами, которые образуют диапиры в перекрывающих более молодых осадках значительной мощности (фиг. 149). По-существу, они относятся к геосинклиналям Атлантического типа, охарактеризованного Ридингом и Митчелом.