25208 (Рифтові системи Землі), страница 7

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.

Новітній вулканізм проявився по системах молодих грабенів. Останні стадії його розвитку (кислі породи серії Аден) були характерні лише для північного закінчення системи грабенів Вонджі і для грабенів Данакільської депресії (базальти).

У системі грабенів Вонджі розташовані вулкани: Габіллема, Асмара, Мелале, Аррале, Алаіта, Афдера, Амарті, Соркала, Дуббі. У грабенах Данакільської депресії знаходяться вулкани.: Уммуна (Умнуна), Ерта-Але, Габулі, Бори-Елі, Кебріт-Але, Алід.

Ефіопське нагір’я ‑ це лавове нагір'я, що відповідає привершинній частині Ефіопського новітнього зводу. Рельєф був утворений тріщинними лавовими виливами еоцен-міоценової (на півночі) і олігоцен-пліоценової (на півдні)системи. Зі сходу нагір'я обірване Головним Ефіопської рифтом і депресією Афар. З західної сторони обмежується грабеном, у якому розташоване оз. Тана. Відмітки центральної частини нагір'я від 3500 до 4600 м.

Древня вулканогенна поверхня нагір'я сильно розчленована ерозією рік Голубий Ніл (Аббай) на півдні і Такказе на півночі. Новітні тектонічні підняття і сильна ерозія виявили в рельєфі еоцен - міоценові й олігоцен-пліоценові вулканічні щити. В даний час на докембрійському фундаменті і частково на крейдових піщаниках у межах нагір'я залягає трапова серія. Найбільш древніми тут є ріоліти (від 28 млн. до 32 млн. років). Вище залягає серія щитових вулканів (від 16 млн. до 26 млн. років). Ще вище ігнімбритова серія. Лише подекуди на нагір'ї присутні базальти серії Аден. З півдня на північ можна виділити в межах нагір'я наступні вулкани: Майгудо, Зикуала, Чембібіт, Карні, Рас-Дашан.

Сомалійське плато являє собою східний схил Ефіопського новітнього зводу, відрізаний Головним Ефіопським рифтом від центральної частини зводу. Уздовж бортів рифта по північно-східних розламах у міоцені виникли ланцюги щитових вулканів. Злившись основами, вони утворили лавові плато. Денудація, що нерівномірно проявилася, відокремила окремі вулканічні щити у рельєфі. Між басейном р. Уабі-Шебеллє, що впадає в Індійський океан, і басейнами рік, що впадають в озера на днище рифта, залишився звивистий ланцюг вулканічних плато. У їхніх межах можна виділити влк.: Бату, Інколо, Какка, Чіллало, Беда, Гугу, Гугу-Магха.

Червоне море і північна зона його рифтів. Западина Червоного моря площею 450 тис. кв. км протягається на 1932 км між древніми піднятими блоками Африканської й Аравійської платформ. У межах рифтової западини, що розсовується і має ширину до 350 км, вкладені один в одний кілька грабенів. Наймолодший з них почав формуватися 4-2 млн. років тому й утворив у морі жолоб шириною 50 - 60 км із глибиною до 3040 м. У ньому виникли молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні молоді острови-вулкани. По тріщинах у ряді западин піднімаються гарячі вулканогенні води, що формують на дні моря рудні родовища.

На півдні рифт Червоного моря зчленовується з рифтом Аденської затоки, а також ускладнюється діагональними рифтами Афарської западини, що була раніше затокою Червоного моря [19].

Западина Червоного моря заповнена товщею (7 км) морських соленосних відкладів міоценового віку. В осьовому грабені їхня потужність зменшується до 1 км. Береги рифту Червоного моря розбиті розломами, до яких приурочені виливи базальтів пліоценового і плейстоценового віків. Можна виділити наступні головні райони розвитку рифтових зон: 1) зона Червоного моря, 2) південний берег Аравійського п-ова, 3) західний берег Аравійського п-ова, 4) рифтовая зона р. Йордан і Сірійських плато.

Рифт Червоного моря являє собою частину Афро-Сірійського розлому, що йде через Аденську затоку, Червоне море і Ейлатську затоку до Мертвого моря. Дно рифтової частини складається з базальтів, не покритих осадовими породами, тобто це молоде дно. У напрямку від поздовжньої осі моря до берегів шар осадових порід товщає. Це говорить про те, що рифт є місцем розходження Африки й Аравії. Їхнє розсування почалося приблизно мільйонів двадцять років тому і продовжується зараз зі швидкістю 0,5-2 мм у рік. Молодість земної кори в районі Червоного моря проявляється в значній сейсмічності. Велика частина епіцентрів землетрусів приурочена до осьового жолоба в південній частині моря. Гарячі породи верхньої мантії лежать дуже близько до дна моря.

Західний край Аравійського п-ова високо піднятий і утворює ланцюг гір з відмітками до 3760 м на півдні, 2565 м на півночі. Цей піднятий край древньої Аравійської платформи розбитий розломами, по якому у багатьох місцях вилилися базальти пліоценового і плейстоценового віків. Відбувалася диференціація базальтів до дацитів, що утворили лавові плато ‑ харрати (арабск.). На плато насаджені по розломам численні невеликі вулкани

Йордансько-Сірійська зона рифтів являє собою північне продовження рифтів Червоного моря. Рифте простягнулися по затоці Акаба, долині Ваді-ель-Араба, Мертвому морю, долині р. Йордан, долині р. Ель-Літані. Довжина цієї системи 600 км, ширина ‑ 15 - 30 км. Вона перетинає трохи новітніх зводових підняттів. Молоді пліоценові і плейстоценові вулкани приурочені до східного борта рифтів.

2.2.2 Рифтові зони Євразії

Через Євразію з заходу на схід простягається переривчастий пояс у якому континентальна літосфера пройшла новітню активізацію. Вона проявилася в інших формах, ніж у Східній і Північній Африці. Рифтоутворення не одержало (за винятком Чарсько-Байкальсько-Хубсугульської зони) сильного розвитку. Активізація була обумовлена диференційованими переміщеннями невеликих літосферних блоків, а не літосферних плит, як в Африці. Загальною причиною переміщень цих блоків деякі дослідники вважають зближення Євроазіатської літосферної плити з Африканською й Індійською. У результаті цього розвинулися зсувні деформації літосфери по розломах, де місцями проявився базальтовий вулканізм. Однак більш ймовірні місцеві підняття астеносферних лінз із розтіканням їх уздовж глибинних розламів з розсувами і зрушеннями літосферних блоків. Утворення новітніх зводів і розвиток вулканізму були різні. В так званій герцинській Європі процеси пов'язані з формуванням альпійської складчастості в зоні Тетіса. На сході – в Саянах, Прибайкаллі і далі на схід ‑ головна причина розвитку новітнього вулканізму ‑ підняття астеносферних лінз.

Ще на схід, уздовж берегів Тихого океану, розташовані платформи, активізовані в мезозої і кайнозої. Їхня активізація пов'язана з підсуванням Тихоокеанської літосфери під континентальну, з формуванням вулканічних поясів крейдо-палеогенової системи. Однак новітній вулканізм не мав прямого зв'язку з ними і розвивався автономно [20].

Для базальтових магм активізованого пояса характерні їхній лужні різновиди. На заході це лужні базальти, трахіти, фоноліти, що асоціюються з кислими лавами. Тут відзначається строкате чергування калієвих і натрієвих базальтів. На сході калієві і натрієві породи роз'єднані.

Загалом можна виділити два типи зводових підняттів новітнього вулканізму. Це крайові і серединні зводи.

Західно-Європейська система зводів і рифтів

Молоді і древні платформи Євразії пройшли, починаючи з олігоцену значну активізацію. Вона проявилася в утворенні рифтів, східчастих гірських зводів і міжгірських западин. У Західній і Центральній Європі ці процеси були пов'язані з альпійським горотворенням. Вони обумовили виникнення Французько-Чеської системи рифтів зі значними проявами біля них молодого вулканізму. Від Ліонської затоки Середземного моря до Судетських гір, по території Франції, Німеччини і Чехії на 1500 км простягається дугоподібна система активізованих зводів кайнозойського віку. Вона складена Центральним Французьким масивом, Рейнським зводом, Чеським масивом, Судетським гірським зводом і пов'язаними з ними грабенами. Виділяються три області проявів молодого вулканізму: Центрально-Французька, Рейнська, Чешсько- Силезька.

Центральний французький масив являє собою брилу, складену палеозойськими складчастими породами, прорваними гранітами. Брила сильно роздроблена молодими розломами, перетворена в східчастий звід, ускладнений грабенами ‑ Ронським, Форез, Лимань. З півдня масив обірваний приморською грабеноподібною западиною. Грабени формувалися з кінця олігоцену й у міоцені. Головна фаза формування Центрального масиву була в пліоцені. Тоді уздовж розломів, що простягаються смугою з півдня на північ, проявився молодий вулканізм. Це Лангедок-Кос, Канталь, Мон-Дор, Шен-де-Пюі. На схід цієї смуги розташований вулканічний район Куарон-Веле. Вулкани є у грабенах, особливо в грабені Лимань.

Рейнський звід ускладнений системою грабенів: Верхньорейнським, Нижньорейнським і Гессенським. Грабени у свою чергу ускладнені поперечними розломами. З ними пов'язані прояви молодого вулканізму. Райони його утворюють переривчасту Північно-Рейнську вулканічну дугу. Це плато Айфель, плато Пелленц, гори Зібенгебірге, плато Весгервальд, Фогельсберг, Високий Рен.

Плато Айфель розташоване між ріками Мозель і Ар. Воно складене складчастими породами девонського віку, розбитими розломами субширотного напрямку. З розломами пов'язані прояви молодого вулканізму. Розрізняють чотири фази його прояву:

1) вулканічні пліоценові базальтові куполи, 2) шлакові плейстоценові конуси, 3) голоценові маари, 4) вуглекислі газові струмені- мофети.

Плато Пелленц відоме за назвою оз. Лаахерзе. Воно знаходиться на західному борті грабена долини р. Рейн. Тут велике число шлакових конусів, розташованих навколо маару Лаахерського озера. Довжина плато 35 км, ширина 25 км. Вулкани розташовані по розломах двох систем: північно-західної і північно-східної. Вулканізм відрізняється тут більш кислим складом продуктів, ніж у західному Айфелі. Найбільш цікавим є маар Лаахерзе і зруйновані стратовулкани в йому районі. Чешсько-силезька вулканічна дуга простягається на 600 км через Рудні гори з грабеном р. Огрже, Чеські Середні гори, Лужицькі гори.. Молодий вулканізм проявився нерівномірно. Максимальна активність його була приурочена до Доуповских гір і Чеських Середніх гір. В цих межах він розвивався протягом трьох фаз. Перша з них – в кінці олігоцену і початку міоцену – була головною. Третя фаза припадає на пліоцен і ранній плейстоцен, коли відбувалися виливи ультраосновних лав, а пізніше олівінових базальтів. В результаті сформувались як крупні так і невеликі вулкани. Так, в Чеських Середніх горах вулкани приурочені до невеликих грабенів. Це звід довжиною. 60 км, обмежений з півдня Полабською западиною. Унаслідок її дроблення прояви молодого вулканізму прослідковуються до 50 км на південь. У Судетських горах відомі різні базальтові вулкани. Прикладом служить у Низькому Єсенику вулкан Вельки Роудін (780 м). Це руїни середньоплейстоценового стратовулкана площею 8 кв. км.

Саяно-Байкало-Хубсугульська система гірських зводів і рифтів