Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Рифтовые зоны в геологической истории Венеры 9
1.1. Стратиграфическая модель Венеры 9
1.2. История изучения рифтовых зон 18
Глава 2. Классификация рифтовых зон Венеры: «рифтовые долины» и «пояса грабенов» . 23
2.1. Рифтовые долины: распределение на поверхности Венеры и морфометрические характеристики 23
2.1.1. Рифтовые долины области Атла 24
2.1.2. Рифтовые долины области Бета 31
2.2. Пояса грабенов: распределение на поверхности Венеры и морфометрические характеристики 37
2.2.1. Пояс грабенов области Фетиды 42
2.3. Топографические особенности разных типов рифтовых зон 44
Глава 3. Региональная топографическая и геологическая характеристика областей распространения рифтовых зон . 46
3.1. Характер рельефа рифтовых структур в зависимости от высоты местности 47
3.1.1. Рельеф рифтовых долин . 48
3.1.2. Рельеф поясов грабенов . 51
3.1.3. Региональная топография рифтовых зон: выводы 56
3.2. Геологические характеристики центров распространения рифтовых зон . 56
3.2.1. Геологическая характеристика области Атла 57
3.2.2. Геологическая характеристика области Бета 63
3.2.3. Геологические характеристики областей Атла и Бета: выводы . 69
Глава 4. Пространственно-временные соотношения рифтовых зон с лопастными лавовыми равнинами, поясами гряд и коронами 72
4.1. Соотношения рифтовых зон с лопастными лавовыми равнинами 72
4.2. Соотношения рифтовых зон с поясами борозд . 81
4.3. Пространственные и стратиграфические соотношения рифтовых зон со структурами корон и с поясами борозд 91
4.3.1. Пространственное распределение корон, ассоциирующих с рифтовыми зонами и поясами борозд 91
4.3.2. Возрастные соотношения структур корон с другими вещественно-структурными подразделениями 93
4.3.3. Сопоставление морфометрических характеристик трещиноватости в пределах венцов корон, рифтовых зон и поясов грабенов 101
Глава 5. Сравнение рифтовых зон Венеры и Земли: рифтовые области Атла и Бета, Восточно-Африканская рифтовая зона 106
5.1. Рифтовые зоны Земли: топографические и морфометрические характеристики 106
5.1.1. Океанические рифтовые зоны 107
5.1.2. Континентальные рифтовые зоны . 109
5.2. Восточно-Африканская рифтовая зона: топографические и морфометрические характеристики . 111
5.2.1. Западная (Ньяса-Танганьикская) ветвь ВАРЗ 112
5.2.2. Восточная (Кенийско-Эфиопская) ветвь ВАРЗ 117
5.3. Сравнительная характеристика топографии и морфометрии рифтовых зон Венеры и Земли: области Атла, Бета и ВАРЗ . 122
5.4. Сравнительная характеристика вулканизма, ассоциирующего с рифтовыми зонами Венеры и Земли 126
5.4.1. Характеристика вулканизма Восточно-Африканской рифтовой зоны 126
5.4.2. Морфометрические характеристики вулканов Восточно-Африканской рифтовой зоны 131
5.4.3. Характеристика вулканизма рифтовых областей Атла и Бета 135
5.4.4. Морфометрические характеристики вулканов, ассоциирующих с рифтами Венеры 140
5.4.5. Сопоставление вулканизма изучаемых рифтовых областей: выводы . 143
Заключение 145
Список литературы . 146
- Рифтовые долины области Атла
- Геологическая характеристика области Атла
- Возрастные соотношения структур корон с другими вещественно-структурными подразделениями
- Характеристика вулканизма Восточно-Африканской рифтовой зоны
Рифтовые долины области Атла
Рифтовые долины области Атла (рис. 2-1) расположены в обширном регионе между 0-25 с.ш. и 180-210 в.д. Область Атла характеризуется наличием крупного сводово-купольного поднятия, имеющего около 1200-1600 км в поперечнике и около 2.5 км в высоту [Stofan et al., 1995; Гусева, 2013] (табл. 2-1). Из вершины этого сводового поднятия расходятся рифтовые долины в северо-западном, юго-западном и юго-восточном направлениях и протягиваются до 3500 км (рис. 2-2).
Северо-западная рифтовая долина области Атла, как и все остальные рифтовые долины, изучалась с использованием топографических профилей, проложенных вкрест простирания зоны с шагом около 100 км (рис. 2-3а). Протяженность изучаемой рифтовой долины приблизительно 2930 км. Её средняя ширина составляет около 170±65 км. Средняя видимая глубина рифтовой долины оценивается величиной 2.6±1.4 км (табл. 2-2) [Гусева, 2013]. Средние высоты рифтовых флангов относительно основания (дна) долины составляют около 2.5±1.5 км для юго-западного фланга и 2.6±1.3 км для северо-восточного фланга. В сечении рифтовая долина северо-западной ветви чаще имеет W-образную форму (в 13 профилях), реже V-образную (в 7 профилях) и сложную (в 7 профилях). В начальных (вблизи сводового поднятия) и конечных частях изучаемой рифтовой долины форма близка к V-образной. Здесь рифтовые фланги осложняются многочисленными мелкими уступами. Далее по простиранию, к срединным частям рифтовой долины, форма меняется до W-образной и сложной, так как основание долины часто осложняется (одним или несколькими) горстами – структурами второго порядка, осложняющими крупные рифтовые грабены. По аналогии с земными рифтами, венерианские структуры грабенов и горстов в совокупности характеризуют топографию рифтовой долины. Они располагаются на различной высоте относительно основания рифтовой долины из-за разницы в скоростях проседания литосферных блоков при рифтообразовании (предположительно после воздействия на литосферу мантийного диапира формируется сводово-купольное поднятие, в центральной части которого происходит заложение рифтовых структур и их дальнейшее раскрытие по мере роста свода, далее с проявлениями вулканизма на поверхности, происходит проседание свода и образование в рифтовых зонах структур грабенов и горстов).
Асимметрия изучаемой рифтовой долины чаще правосторонняя (14 профилей), реже левосторонняя (10 профилей), или отсутствует – рифтовая долина симметрична (4 профиля). Асимметрия рифтовых флангов в изучаемой долине изменяется при смене её простирания: при переходе из начального сегмента рифта (профили №1-11) к срединному (профили №12-19) наблюдается сужение рифта и смена простирания с северо-западного на западное; при дальнейшем переходе из срединного сегмента к конечному (профили №20-29) наблюдается сужение рифта и начало постепенного «затухания» (деление основного грабена рифтовой долины на несколько более мелких грабенов с завершением распространения по простиранию). Вероятно, зависимость асимметрии рифтов от их простирания можно объяснить наличием кулисно-подставляющих друг друга грабенов и полуграбенов (при этом возможно вариации ширины рифта связаны с эшелонированием грабеновых структур и полуграбенновых по оси простирания рифта). Протяженность юго-западной рифтовой долины области Атла достигает около 2390 км (рис. 2-3б) при средней ширине 385±75 км. Средняя видимая глубина долины составляет около 1.5±0.3 км (табл. 2-2). Средние высоты рифтовых флангов составляют около 2.1±1.1 км для северо-западного и 2.1±0.7 км для юго-восточного. В сечении изучаемая рифтовая долина чаще имеет сложную форму (10 профилей) и реже W-образную (6 профилей). В срединных частях основание рифтовой долины часто осложняется горстами. В начальных и конечных частях рифтовой долины, фланги осложняются многочисленными мелкими уступами. Асимметрия рифтовой долины изучаемой ветви чаще левосторонняя (8 профилей), реже правосторонняя (5 профилей), или отсутствует (3 профиля). Асимметрия рифтовых флангов в этой долине изменяется при смене её простирания: при переходе из начального сегмента рифта (профили №Ы-Ь6) к срединному (профили №Ь7-Ы1) наблюдается сужение рифта и начало постепенной смены простирания рифта с юго-западного на юг-юго-западное; при дальнейшем переходе из срединного сегмента к конечному (профили №Ы2-Ы6) наблюдается сужение рифта и более расчлененный, постепенно «затухающий» рельеф рифтовой долины.
Юго-восточная рифтовая долина области Атла (рис. 2-3в) имеет длину 2740 км при средней ширине около 250±75 км. Её средняя видимая глубина оценивается величиной около 1.8±0.8 км (табл. 2-2). Средние высоты рифтовых флангов составляют около 2.4±0.9 км для юго-западного и 1.7±0.7 км для северо-восточного. В сечении рифтовая долина юго-восточной ветви области Атла чаще имеет сложную форму (11 профилей) и реже W-образную (5 профилей). Рифтовые фланги осложняются многочисленными мелкими уступами в начальных и конечных частях долины. Основание рифтовой долины часто осложняется горстами в её срединных частях. Асимметрия изучаемой рифтовой долины чаще левосторонняя (12 профилей), реже правосторонняя (2 профиля) или отсутствует (2 профиля). Асимметрия рифтовых флангов в изучаемой долине изменяется при смене её простирания: при переходе из начального сегмента рифта (профили №а1-а8) к срединному (профили №а9-а14) наблюдается смена простирания рифта с юго-восточного на южное и его сужение; при дальнейшем переходе из срединного сегмента к конечному (профили №а15-а18) также меняется простирание рифта с южного на юго-восточное, рифт расширяется и постепенно «затухает».
Рифтовые долины области Атла пространственно ассоциируют с лавовыми полями, поперечником несколько сотен километров [Head et al., 1992] и с крупными вулканами Маат (Maat Mons) и Озза (Ozza Mons) [Stofan et al., 1995; Guseva, 2010].
Начало проявления рифтообразования и вулканизма в области Атла, оценивается величиной около 0.1 Т [Basilevsky, 1993]. Эти оценки основаны на фотогеологическом анализе стратиграфического соотношения между рифтоассоциирующими структурами и ударными кратерами, которые ассоциируют с радио-темными параболами. Вулканическая активность в области Атла продолжается в виде появляющихся и исчезающих тепловых аномалий в северозападной рифтовой зоне, зафиксированных КА «Венера-Экспресс» (прибор VMC, Venus Monitoring camera) [Shalygin et al., 2015].
Геологическая характеристика области Атла
Область Атла относится к классу вулканотектонических структур Венеры [Senske et al., 1992] и представляет собой крупную (1000-3000 км) региональную сводово-купольную возвышенность [Senske and Head; 1992]. Рифтовые зоны области Атла расположены в пределах четырех листов карты поверхности Венеры: V-26, V-27, V-38 и V-39. Вершина свода области Атла расположена в пределах листа V-26 и имеет координаты 3 с.ш. и 201 в.д., высота свода составляет около 2,5 км [Stofan et al., 1995]. Из его вершины расходятся рифтовые структуры в трех основных направлениях.
Рифтовая структура Ganis Chasma простирается в северо-западном направлении (лист V-26) и рассекает поверхность низменностей равнин Русалки и Ганики. Рифтовая структура Parga Chasma протягивается в юго-восточном направлении (лист V-39) и сечет равнину Вавалак. Рифтовая структура Dali Chasma протягивается из вершины в юго-западном направлении (лист V-38) и рассекает равнины Русалки и Вавалак.
На северо-восток от вершины свода области Атла протягиваются две менее выразительные в рельефе рифтовые структуры Tkashi-mapa Chasma и Zewana Chasma. Изучаемые рифтовые структуры представляют собой слегка извилистые и протяженные троги (каньоны), состоящие из плотно упакованных грабенов и трещин [Basilevsky and Head, 2000; Ivanov and Head, 2013].
На геологической карте области Атла относительный возраст всех структурно-вещественных подразделений определен по характерным соотношениям пересечениям и подтоплениям. Рифтовые структуры оконтуриваются вместе с материалом, который они деформируют по общепринятому принципу геологического картирования поверхности планетных тел [Wilhelms, 1990] и картируются как особое структурно-вещественное подразделение – материал рифтовых зон (rz) (рис. 3-9). Структуры рифтов в области Атла рассекают поверхность смежных региональных равнин (Русалки, Ганики и Вавалак). Основной характеристикой этих равнин является наличие извилистых гряд [Bilotti and Suppe, 1996]. Региональные равнины представлены в области Атла двумя возрастными подразделениями: равнинами нижнего (относительно более древнего – rp1) и верхнего подразделения (относительно более молодого – rp2) [Head and Ivanov, 1996]. Эти подразделения характеризуются однообразной морфологией поверхности и различаются радарным альбедо: верхнее подразделение региональных равнин характеризуется относительно более высоким альбедо по сравнению с нижним подразделением.
Соотношение региональных равнин в изучаемой области с другими подразделениями показано на корреляционной схеме (рис. 3-10). Региональные равнины подтапливают щитовые равнины (psh), грядовые (pr) и густотрещиноватые (pdl) равнины, а также тессерные массивы (t). Местами они залиты гладкими (ps) и лопастными (pl) равнинами и перекрыты кластерами щитов (sc). В целом, региональные равнины (rp) занимают около 42.8 % картируемой поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2011; 2013] и датируются как относительно более древние, дорифтовые подразделения.
Рифтовые структуры (rz) в изучаемой области пространственно ассоциируют с относительно более молодыми по сравнению с региональными равнинами, вулканическими подразделениями: кластерами щитов (sc), гладкими (ps) и лопастными равнинами (pl). Подразделения кластеров щитов (sc) представляет собой скопления малых вулканических построек. Эти постройки образуют поля поперечником в десятки километров среди региональных равнин [Ivanov and Head, 2011]. Кроме того, кластеры щитов часто встречаются на вершинах крупных вулканических построек, например, Озза (Ozza Mons) и Маат (Maat Mons). В области Атла кластеры щитов наложены на поверхность лопастных лавовых равнин, местами перекрыты этими равнинами, реже они перекрывают поверхность гладких равнин или же подтоплены ими. Эти соотношения подразделений указывают на синхронность формирования кластеров щитов, лопастных и гладких равнин.
Гладкие равнины (ps) характеризуются однородной морфологией поверхности и низким альбедо на радарных изображениях. Они занимают около 2.3% поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2013]. Вероятно, в области Атла гладкие равнины ассоциируют с ударными кратерами и представляют собой материал кратерных выбросов [Campbell et al., 1992]. Лопастные равнины характеризуются морфологически гладкой поверхностью с высоким радарным альбедо и занимают около 8.8% поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2011; 2013]. Подразделение лопастных равнин (pl) представлено в области Атла протяженными (первые тысячи километров) лавовыми потоками [Head et al., 1992], простирающимися по склонам крупных вулканов Озза, Маат и Сапас (Sapas Mons) и далее за их пределы. Лопастные равнины также пространственно ассоциируют с рифтовыми структурами и, в целом, со сводово-купольной возвышенностью области Атла. Лопастные равнины пересекаются рифтовыми структурами, но местами подтапливают их, что указывает на синхронность формирования [Senske et. al., 1992; Ivanov, Head, 2013].
Фрагментарно в области Атла представлены и закартированы подразделения: тессерной местности (t), густотрещиноватых равнин (pdl), грядовых равнин/поясов гряд (pr), щитовых равнин (psh) и поясов борозд (gb). Эти подразделения характеризуются как относительно древние. Тессерная местность обычно характеризуется сильно деформированной поверхностью с высоким альбедо на радарном изображении и составляет около 7.8% всей картируемой поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2011]. В изучаемой области подразделение тессерной местности (t) представлено двумя фрагментами поперечником около 445 и 220 км, расположенными на западном и восточном фланге рифтовой структуры Ганис на северо-западе листа V-26, где тессера сечется рифтовой трещиноватостью.
Густотрещиноватые равнины обычно определяются на изображениях по сильно деформированной параллельными сближенными трещинами поверхности. Эти равнины составляют около 1.6% поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2011]. В изучаемой области густотрещиноватые равнины распространены в виде останцов, наиболее крупные из которых расположены в пространственной ассоциации с тессерными фрагментами на северо-западе листа V-26.
Грядовые равнины занимают приблизительно 2.1% поверхности Венеры [Ivanov and Head, 2011]. Они характеризуются наличием невысоких (первые сотни метров) гряд и сравнительно невысоким альбедо поверхности. Грядовые равнины (pr) представлены на западе области Атла меридионально вытянутым останцом, подтопленным щитовыми и региональными равнинами.
Щитовые равнины определяются по скоплениям малых куполов (около 1-2 км в поперечнике), предположительно, вулканическим постройкам [Aubele, Slyuta, 1990]. Равнины занимают около 17.4% поверхности Венеры [Ivanov, Head, 2011]. Щитовые равнины (psh) распространены повсеместно в области Атла в виде небольших полей поперечником десятки, первые сотни километров. Они подтапливают пояса борозд на северо-западе, северо-востоке и юго-востоке изучаемой области. Помимо поясов борозд, щитовые равнины подтапливают грядовые равнины на северо-западе области Атла. Сами же щитовые равнины перекрыты более молодыми региональными равнинами [Ivanov and Head, 2001a], но нельзя исключить и того, что какие-то части этих подразделений формировались синхронно [Addington, 2001]. Такие соотношения щитовых равнин с другими структурно-вещественными подразделениями отмечены и для других областей Венеры [Ivanov, Head, 2004].
Пояса борозд определяются сериями сближенных прямолинейных, или слегка извилистых трещин/грабенов. Пояса возвышаются над окружающей местностью [Solomon et al., 1992]. Они занимают около 8.7% поверхности Венеры [Ivanov, Head, 2011] и широко распространены на юго-востоке изучаемой области.
Все вещественно-структурные подразделения, включая рифтовые зоны области Атла, деформированы ударными кратерами. Местами, однако, кратеры пересечены рифтовыми структурами.
Область Атла характеризуется наличием крупных (диаметром более 100 км [Crumpler et al., 1997]) вулканов, патер и корон (табл. 3-2). Большинство корон (22 структуры) расположено на юго-востоке изучаемой области (лист V-39), где они пространственно ассоциируют со структурами поясов борозд (gb). Менее распространены короны в северо-восточной области (лист V-27, 5 структур) и в юго-западной области Атлы (лист V-38, 3 структуры). Размер корон в области Атла варьирует от 100 до 600 км в сечение [Crumpler and Aubele, 2000].
Патеры, как и короны, распространены на юго-востоке области Атла (лист V-39, 9 структур). Менее распространены патеры в северо-восточной и юго-западной области Атла. Диаметр патер варьирует от 15 до 120 км [Crumpler and Aubele, 2000]. В изучаемой области они ассоциируют с поясами борозд (gb).
Крупные вулканические постройки области Атла пространственно ассоциируют с рифтовыми структурами [Head et al., 1992; Senske et al., 1992]. В области тройного сочленения рифтовых структур Ганис, Парнгэ и Дали на вершине свода области Атла расположен крупный вулкан – Озза. Этот вулкан поперечником около 500 км [Crumpler and Aubele, 2000], а из его вершинной части по склонам и далее протягиваются лавовые потоки на расстояния до 600-800 км [Guseva, 2016]. Местами эти лавовые потоки подтапливают рифтовые структуры, а местами деформируются структурами рифтовой зоны.
К юго-западной части рифтовой долины Дали пространственно приурочен вулкан Маат, диаметром около 400 км [Crumpler and Aubele, 2000], который сечется структурами рифтовой зоны. Из вершины вулкана Маат протягиваются лавовые потоки, растекающиеся по склонам Маат и далее на первые тысячи километров. Постройки Маат и Узза – наиболее крупные вулканические центры, расположенные в рифтовой области Атла. Объёмы вулканитов оцениваются величинами от 50 000 до 250 000 км3 для Маат и от 100 000 до 300 000 км3 для Уззы [Smrekar et al., 1997; Stofan et al., 1995]. На северо-западе изучаемой области вне рифтовых зон расположен вулкан Шапас, диаметр которого около 200 км [Crumpler and Aubele, 2000]. Из вершины вулкана Сапас простираются лавовые потоки длиной до 500 км. На северо-востоке рифтовой области Атла в рифтовой структуре Zewana Chasma расположен крупный вулкан диаметром около 300 км [Crumpler and Aubele, 2000]. Вулкан Mem Loimis Mons сечется структурами рифта Zewana Chasma. На северо-востоке области Атла расположен вулкан Nahassan Mons, диаметр которого составляет около 500 км. Он рассечен рифтовыми структурами и характеризуется протяженными (сотни километров) лавовыми потоками. К рифтовой зоне Дали (лист V-38) приурочен вулкан Ongwuti, диаметром около 500 км. Этот вулкан сильно деформирован рифтовыми трещинами.
Возрастные соотношения структур корон с другими вещественно-структурными подразделениями
Мы изучали детальное строение корон, каталогизированных в работе [Stofan et al., 1992]. Всего в этом каталоге насчитывается 407 корон, из них 362 короны представляют собой крупные структуры от 100 до 2500 км в поперечнике [Smrekar and Stofan, 1997; Johnson and Richards, 2003]. На основе этого каталога и геологической карты Венеры [Ivanov and Head, 2011] были составлены карты распределения корон, относящихся к рифтовым зонам и поясам борозд. Карты были разделены на области размером 55. Из них были отобраны только те, где распространены структуры корон, пространственно ассоциирующие с рифтовыми зонами и с поясами борозд. Из выделенных областей методом случайных чисел было отобрано около 10 % областей для детального геологического анализа. Изображения этих областей (в синусоидальной проекции с левосторонним радиолокационным освещением) были получены с сайта USGS Map-a-Planet [https://www.mapaplanet.org/explorer/venus.html]. В этих областях изучались (1) возрастные соотношения корон с другими вещественно-структурными подразделениями и (2) измерялся спейсинг трещин в обрамлении корон для дальнейшего сопоставления со спейсингом структур рифтовых зон и поясов борозд.
Возрастные соотношения корон с окружающими подразделениями изучались методом детального фотогеологического анализа изображений поверхности с пространственным разрешением 106 м/э.и. Структуры корон демонстрируют следующие типичные особенности. (1) Трещинное обрамление корон образованное структурами поясов борозд, во всех случаях подтоплено материалом региональных равнин и/или деформировано извилистыми грядами. (2) В том случае, когда обрамление корон формируется рифтовой трещиноватостью, в некоторых случаях оно затоплено лопастными равнинами. По этим соотношениям короны можно классифицировать на относительно ранние по времени формирования «до-рифтовые» и относительно поздние «рифтовые» короны (рис. 4-17).
К «до-рифтовым» коронам относится, например, Dilga Corona. Эта корона представляет собой относительно раннюю структуру по времени формирования; сохранившаяся юго-западная часть ее венца образована трещинами поясов борозд (рис. 4-19). Внутренний диаметр изучаемой короны составляет 220 км. С восточной стороны от нее расположена более мелкая (внутренний диаметр 100 км) безымянная корона, венец которой тоже образован трещинами поясов борозд. Обе короны подтоплены лопастными равнинами двух разновозрастных подразделений (pl). Они пересекаются рифтовой трещиноватостью в направлении с СЗ на ЮВ.
Структуры «до-рифтовых» корон могут быть одиночными, сдвоенными и чаще, чем «рифтовые» короны, могут образовывать кластеры структур (рис. 4-20). Ulgen-ekhe Corona представляет собой такой кластер (внутренний диаметр 300 км) состоящий из трех различных структур: юго-западной, северо-восточной и юго-восточной. Внутренний диаметр каждой из них около 100 км. Юго-западная корона наиболее ранняя по времени формирования по отношению к другим коронам; она пересекается трещиноватостью других структур кластера. Северо-восточная корона пересекается рифтовой трещиноватостью венца юго-восточной короны. Юго-восточная корона – наиболее поздняя по времени формирования, так как ее структуру пересекают другие короны.
Юго-восточная корона кластера тектонически «переработана» рифтовой трещиноватостью и пространственно ассоциирует с молодыми лавовыми потоками.
Наблюдаемые структурно-вещественные соотношения корон с окружающими их комплексами могут быть суммированы в следующей схеме соотношения вещественных и тектонических комплексов (рис. 4-21).
«Рифтовые» короны составляют всего 21% (6 корон) от общего числа проанализированных структур. К рифтовым коронам относится только та часть общей популяции, которая сформирована рифтообразующими структурами, следовательно, имеет генетическую ассоциацию с рифтовыми зонами [Shelton and Tullis, 1981]. Венцы таких корон образованы рифтовыми трещинами, которые иногда подтоплены лопастными равнинами и сопровождаются локальными лавовыми излияниями из рифтообразующих структур (рис. 4-22). Некоторые короны характеризуются мощными радиальными трещинами, расходящимися из центра, секущими венец и сопровождающимися источниками лавовых потоков. Системы радиальных трещин известны в литературе как «новы» – структуры, вероятно, сформированные в результате подъема небольших магматических тел, которые являются источником радиальных дайковых комплексов [Aittola, Kostama, 2001; Basilevsky and Raitala, 2002; Krassilnikov and Head, 2003; Aittola and Raitala, 2007; Basilevsky et al., 2009].
К «рифтовым» коронам относится, например, Nagavonyi Corona. Её внутренний диаметр составляет 190 км. Эта корона расположена вблизи Parga Chasmata и характеризуется как относительно поздняя по времени формирования: венец состоит из трещин пересекающих почти все остальные комплексы (рис. 4-23). С трещинами связаны молодые лавовые потоки. Северо-восточная часть венца пересечена отдельными наиболее поздними рифтовыми трещинами. Структурно-вещественные соотношения этой короны с окружающими ее комплексами могут быть суммированы следующей схемой соотношений вещественно-тектонических комплексов (рис. 4-24).
Характеристика вулканизма Восточно-Африканской рифтовой зоны
Восточно-Африканская рифтовая зона представляет собой область проявления обширного вулканизма в форме площадных излияний трещинного типа [White and McKenzie, 1989; Mohr, 1992] и лавовых построек центрального типа [Bosworth, 1987; Baker and Wohlenberg, 1971]. В рифтовых ветвях ВАРЗ вулканизм проявлен морфологически по-разному: в относительно более молодой Западной ветви [Ring, 2014] вулканизм, в целом, проявлен слабее, в виде небольших вулканических полей и одиночных вулканов [Белоусов и др., т.1, 1974; Ebinger, 1989], а в Восточной ветви преобладает площадной вулканизм с обширными лавовыми полями и крупными вулканическими постройками [Mohr, 1983; Ebinger, 1993a].
Восточная рифтовая ветвь: первые проявления вулканической активности начались в этой зоне с трещинных излияний базальтов в области Афар [Логачев, 1977; Mohr, 1992] предположительно в позднем эоцене [Ebinger et al., 1989]. В олигоцене трещинные излияния базальтов трапповой серии [Логачев, 1977; Mohr, 1971; Hofmann et al., 1997] проявились в центральной части Эфиопского плато [Baker et al., 1972; Ebinger and Sleep, 1998; Hofmann et al., 1997]. Эти масштабные трещинные излияния базальтов ассоциированы с начальными этапами сводообразования и предшествовали формированию Эфиопского рифта [Логачев, 1977; Грачев, 1987; Mohr, 1992]. Далее по мере разрастания Эфиопского рифта вулканизм распространился в южном направлении [Ebinger et al., 2000] (рис. 5-9). В целом, для Эфиопского рифта выделяются дорифтовый и собственно рифтовый этапы вулканической активности [Stewart and Rogers, 1996], продолжительность которых оценена приблизительно в 25-30 и 10 млн. лет соответственно [Грачев А. Ф.,1987, с.161; Woldegabriel and al., 1990]. Примерно в этот же временной период ( 18-14 млн. лет назад) в южной части будущего Эфиопского рифта началось растяжение и рифтообразование [Stewart and Rogers, 1996], а трещинные излияния Эфиопского плато сменились на более сфокусированные извержения центрального типа [Белоусов и др., 1974; Mohr,1983]. В позднем миоцене-плиоцене ( 7-3 млн. лет назад) в условиях уже сформировавшейся рифтовой долины вулканическая активность была представлена лавовыми полями и постройками центрального типа [Mohr, 1992; Bonini et al., 2005]. Эти вулканические постройки трассируют рифтовую структуру по простиранию [Логачев, 1977; Ebinger et al., 1993]. Они классифицируются либо как стратовулканы, например, Fantale, Dondi, Wonji и Ambericho Terrara [Pike, 1978], либо как щитовые вулканы, например, Chilalo, Badda, Hunkuolo, Kaka, Chike и Kubsa [Woldegabriel and al., 1990]. В Эфиопской рифтовой области помимо вулканов, наблюдаются многочисленные воронки взрыва – маары, которые свидетельствуют о высоком содержании летучих компонентов в магмах, ассоциирующих с рифтовой зоной [Белоусов и др., 1974; Фролова и Бурикова, 1997].
В плиоцен-четвертичное время темп вулканизма в Эфиопском рифте усилился, происходило заполнение рифтовой долины вулканогенно-осадочным материалом и его накопление на флангах [Morh,1983; Woldegabriel et al., 1990]. Мощность заполнения рифтовой долины составила около 3 км [Ebinger et al., 1989а]. Современные оценки объёма вулканического материала, ассоциирующего с Эфиопским рифтом, оцениваются по разным данным от 300 до 35010 км [Morh, 1983; Грачев, 1987, с. 160; Ebinger et al., 1993а; Baker et al., 1972]. По составу вулканического материала в рифтовой долине и ее окрестностях преобладают щелочные лавы с натриевой спецификой, а в области Афар – это, главным образом, базальты нормальной щелочности [например, Фролова и Бурикова, 1997].
Ранние проявления вулканической активности в области Кенийского рифта, вероятно, имели место в раннем миоцене ( 23 млн. лет назад) [Bosworth, 1987; Континентальные рифты, 1981, с.84]. Дальнейшее распространение вулканизма в южном направлении в Кенийском рифте происходило предположительно в позднем миоцене – раннем плиоцене ( 7-2 млн. лет назад) [Woldegabriel et al., 1990; Bonini et al., 2005] и проявилось в виде дорифтовых трещинных излияний, образовавших обширные лавовые равнины [Логачев, 1977; Ebinger et al., 1989а]. Мощность этих покровов оценивается в пределах 0.5 км [Логачев, 1977, с.83], их объем варьирует от 144 до 30010 км [Логачев, 1974, с.138; Континентальные рифты, 1981, с.95; Achauer and Masson, 2002], а площадь распространения равнин составляет около 230 тыс. км [Логачев, 1977]. Эти проявления дорифтового вулканизма можно отнести к начальным этапам формирования Кенийского сводового поднятия [Фролова, Бурикова, 1997], когда центральная рифтовая область была лишь слегка приподнята [Baker and Wohlenberg, 1971]. Кроме того, в Кенийском рифте наблюдается постепенный переход от дорифтового вулканизма повышенной щелочности (нефелинитовый) к менее щелочному (базальтовому) рифтовому вулканизму [Континентальные рифты, 1981, с.75-93].
Рифтовый вулканизм проявился, вероятно, уже в плиоцене синхронно с заложением главного осевого рифтового грабена на западной стороне Кенийского свода [Baker and Wohlenberg, 1971; Грачев, 1987] и концентрировался в постройках центрального типа, которые представляют собой серии вулканов, ассоциирующих с осевой зоной рифта [Логачев, 1977].
Всего в области Кенийского рифта насчитывается около 70 вулканов [Логачев, 1977, с.75], среди которых наиболее крупные (диаметром около 100 км) полигенные постройки – Кения, Килиманджаро, Элгон [Белоусов и др., 1974]. Эти вулканы расположены на рифтовых флангах и характеризуются длительной активностью около 5-10 млн. лет [Логачев, 1977, с.53, 89, 101; Фролова и Бурикова, 1997]. В приосевой зоне рифта расположены более мелкие вулканы: Олдойинио Ленгаи, Лонгонот, Сусва, Менангаи, Силали, Телики [Милановский, 1976, с.48; Pike, 1978], а также Самбу, Гелаи, Китумбейне, Таросеро и Нгоронгоро [Логачев, 1977, с.99]. Они классифицируются как четвертичные стратовулканы, диаметр которых варьирует от 5.9 до 8 км, а высота от 0.5 до 4.7 км [Pike, 1978].
В зависимости от пространственной ассоциации с рифтовой долиной, все вулканы в Кенийском рифте подразделяются по составу изверженного материала на два основных типа. Вулканы первого типа формируются вдоль осевой зоны рифта и сложены потоками базальтов (например, Килиманджаро, Кения, Элгон и Меру), вулканы второго типа расположены у южного окончания рифта и имеют карбонатитовый состав (например, действующий вулкан Олдойинио Ленгаи и вулканы Гелаи и Китумбейне) [Грачев, 1987; Логачев, 1977]. Вулкан Килиманджаро демонстрирует более разнообразный состав лав, так как его формирование происходило в два этапа: сначала сформировалась часть нефелинитового и базальтового состава (вершины – Шира и Мавензи), позднее сформировалась часть фонолитового и трахибазальтового состава (вершина Кибо) [Белоусов и др., 1974, т.2, с.156]. Помимо вулканов центрального типа, в области Кенийского рифта присутствуют многочисленные воронки взрыва, например, Basotu, Ghama Crater, Ndanakid Crater, Ndobot Crater и Basodesh [Pike, 1978].
Развитие центрального осевого грабена Кенийского рифта предположительно продолжалось до середины плейстоцена [Baker and Wohlenberg, 1971]. При этом мощность его вулканогенно-осадочного заполнения составила около 4-6 км [Baker and Wohlenberg, 1971; Mohr, 1992]. Состав пород в Кенийской рифтовой долине и ее окрестностях отвечает широкому спектру пород от базальтов и нефелинитов до трахитов, фонолитов и щелочных риолитов [Континентальные рифты, 1981].
В целом, вулканизм Восточной ветви характеризуется лавовыми покровами и постройками центрального типа, но отдельные сегменты ветви различаются суммарным объемом вулканического материала: в Эфиопском рифте вулканитов накопилось вдвое больше, чем в Кенийском рифте [Грачев, 1987, с.160].
Западная рифтовая ветвь характеризуется слабой вулканической активностью [Белоусов и др., т.1, 1974; Ebinger, 1989; Rosendahl et al., 1992] (рис. 5-9), которая началась здесь позднее, чем в Восточной ветви [Dawson, 1992], вероятно, в позднем миоцене; сначала в северном сегменте 16-13 млн. лет назад [Kampunzu et al., 1998], а затем в южном сегменте около 7 млн. лет назад [Ebinger, 1989]. Вулканизм сконцентрирован в четырех основных локальных вулканических областях, расположенных с севера на юг: Торо-Анколе, Вирунга, Южное Киву и Рунгве (Toro-Ankole, Virunga, Sourth Kivu и Rungwe) [Милановский, 1976, с.31; Kampunzu et al., 1998; Ebinger and Furman, 2002] (рис. 5-9). Область Торо-Анколе расположена между озерами Альберт и Эдуард. Она включает большинство вулканических провинций Западной ветви [Kampunzu et al., 1998]. Здесь распространены туфовые отложения [Rosenthal et al., 2009], а также отмечаются высококалиевые, сильнощелочные вулканические породы. Толеитовые вулканиты, которые преобладают в других областях ветви, в этой ее части практически отсутствуют [Kampunzu et al., 1998]. Область Вирунга находится между озерами Эдуард и Киву и характеризуется дорифтовыми лавовыми покровами миоценового возраста (N) и плиоцен-плейстоценовыми (N-Q) вулканами центрального типа [Vollmer and Norry, 1983]. Лавовые покровы представлены базальтами от толеитовой до субщелочной серии, а вулканы центрального типа имеют либо высококалиевый, например, Sobinyo [Vollmer and Norry, 1983], либо высоконатриевый состав, например, действующие вулканы – Nyiragongo и Nyamuragira [Kampunzu et al., 1998]. Область Южного Киву локализована на южном окончании озера Киву, здесь вулканизм активен с миоцена и представлен дорифтовыми базальтами от толеитового до субщелочного типа, щелочными вулканитами, относящимися ко времени первичной фазы рифтообразования, и вулканитами субщелочного типа в период уже сформированной рифтовой долины [Pasteels et al., 1989]. Область Рунгве расположена между озерами Руква и Ньяса (Малави). Здесь проявлены дорифтовые субщелочные базальты и собственно рифтовые щелочные лавы [Kampunzu et al., 1998], возраст вулканитов датируется как миоцен-четвертичный [Ebinger et al., 1989; Rosendahl et al., 1992].
Во всех этих вулканических областях мощность вулканитов составляет 100-300 м [Ebinger, 1989], а объёмы вулканического материала составляют около 10010 км [Kampunzu and Mohr, 1991]. Области характеризуются периодической вулканической активностью [Ebinger et al., 1993]: от ранней дорифтовой толеитовой фазы вулканизма через фазу образования базальтов субщелочного типа и до ультращелочных лав [Kampunzu et al., 1998]. Начало вулканизма в Западной ветви, вероятно, имело место в областях Вирунга [Zeyen et al., 1997] и Южное Киву [Pasteels et al., 1989]. Предполагается, что плавление вещества в этой зоне происходило на более мелких уровнях по сравнению с областью Торо-Анколе, что и привело к различию состава пород [Rosenthal et al., 2009]. Впоследствии вулканизм распространился в другие области ветви синхронно с процессом рифтообразования [Kampunzu et al., 1998]. Имеющиеся оценки возраста вулканических пород областей Торо-Анколе, Вирунга, Южное Киву и Рунгве указывают на поздний миоцен ( 12-10 млн. лет назад) [Ebinger et al., 1993; Kampunzu et al., 1998], как и, оценки возраста рифтообразования в Западной ветви [Chorowicz, 2005]. В дальнейшем, процесс рифтообразования также распространился из этих областей в северном и южном направлении, соединив отдельные бассейны ветви [Ebinger, 1989a]. При этом Танганьикский бассейн характеризуется полным отсутствием вулканической активности, а область Вирунга, наоборот, представляет собой основной центр распространения вулканизма. В этой области наблюдаются восемь вулканов центрального типа, которые представлены щитовыми вулканами и стратовулканами [Грачев, 1987; Ebinger, 1989b; Kampunzu et al., 1998]. Они сложены высокощелочными вулканитами калиевого типа, датированными 9-3 млн. лет [Kampunzu et al., 1998]. Наиболее крупные из них (диаметром более 10 км) вулканы Karisimbi и Nyiragongo, которые классифицируются как стратовулканы [Pike, 1978]. Вулкан Karisimbi сложен четвертичными (голоценовыми) базальтами [Ebinger, 1989].