Средняя высота Восточно-Африканского плато около 1000 м. Его центром является огромный бассейн, заполненный мелководным оз. Виктория. Восточный и западный борта этого бассейна ограничены более приподнятыми областями. Последние на 1000—2000 м возвышаются над поверхностью плато. Восточно-Африканская рифтовая зона делится на две части: Восточный и Западный рифты, протягивающиеся по этим двум возвышенностям. Западный рифт представлен цепью узких озер, начинающейся оз. Мобуту-Сесе-Секо (бывш. оз. Альберт) на севере и продолжающейся до оз. Ньяса (Малави) на юге. Площади рифтовой долины, занятые озерами, располагаются кулисообразно (en echelon). Там, где озера Мобуту-Сесе-Секо и Иди-Амин-Дада (бывш. оз. Эдуард) сближаются, вздымается покрытая ледниками, несмотря на близость к экватору, гора Рувензори (5109 м), образуя грандиозный горстовый блок докембрийских пород. Озеро Танганьика — глубочайшее в мире после оз. Байкал, причем его дно расположено ниже уровня моря, как и дно оз. Ньяса. Перепад высот между плечом рифта и дном озера составляет не менее 3300 м для оз. Танганьика и 2600 м для оз. Ньяса.
Сэггерсон и Бэйкер (1965) исследовали перепады высоты по сохранившимся эрозионным поверхностям и установили, что Западная Кения и Северная Танзания с середины палеоген-неогенового времени поднялись почти на 1800 м и что по форме это поднятие представляло собой купол, удлиненный в меридиональном направлении. Этот приподнятый пояс называется Кенийским куполом, а такая же область в Эфиопии — Эфиопским куполом. По гребню этих двух куполов Восточная рифтовая зона простирается к северу или северо-северо-востоку вплоть до впадины Афар, где переходит в конусообразную депрессию, открывающуюся к северу. Восточный рифт, который протягивается в Кению и Танзанию, называется рифтом Грегори по имени Дж. В. Грегори. Рифт Грегори менее различим в Танзании, южнее он прослеживается в виде нескольких кулисообразно расположенных депрессий.
Дно рифта относительно плоское. Оно разделено на несколько впадин небольшими поперечными поднятиями. Большинство озерных бассейнов в зоне Восточного рифта мелкие, не такие, как глубокие озера, характерные для Западного рифта. Встречаются также кратерные озера и озера, подпруженные лавой. Многие озера образуют изолированные внутренние дренажные бассейны и благодаря чрезвычайно сухому климату имеют тенденцию к высокой концентрации соли. На оз. Магади в Южной Кении из эвапоритов, образовавшихся в этих условиях, добывают соль.
Рифтовые долины ограничены несколькими нормальными сбросами. Главные сбросовые уступы рифта Грегори имеют высоту 1500 м и образуют грабен шириной около 50 км (см. рис. 2.1.4). Предполагают, что полное вертикальное перемещение по краевым сбросам достигает 300—4000 м. Для Восточно-Африканской рифтовой зоны характерно удивительное постоянство ширины рифтовой долины, составляющей 40—60 км. Другие внутриконтинентальные рифты, такие как Рейнский грабен или Байкальский рифт, имеют сходные размеры. Предположение, что эти значения ширины одного порядка с мощностью континентальной коры, было выдвинуто Хейсканеном и Мейнецем (1958) по аналогии с опытами по моделированию Клооса (1936) и с механическим анализом.
Геологический очерк
Щит Танзании, окружающий оз. Виктория, ограничен с востока и запада двумя докембрийскими метаморфическими зонами, которые называются «Мозамбикская метаморфическая зона» (835—400 млн лет), простирающаяся с севера на юг, и «Урундийская метаморфическая зона» (2100—1950 млн. лет), простирающаяся с северо-запада на юго-восток (Кахен и Снеллинг, 1966). Восточный рифт развит вдоль западного края Мозамбикской метаморфической зоны, а Западный рифт тянется по Урундийской метаморфической зоне. Эти факты привели Макконнелла [78] к выводу, что на местоположение и простирание кайнозойских систем в значительной степени влияют распространение и структурные простирания докембрийских метаморфических зон.
На территории от Эфиопии и Сомали до южной части Аравийского полуострова, начиная с триаса, регулярно повторялись морские трансгрессии Индийского океана. В позднем эоцене подъем этой области вызвал внезапную регрессию (Бейцаун, 1970). Это воздымание сопровождалось извержениями трещинного типа, щелочные базальты покрыли весь регион Эфиопии — южной части Аравийского полуострова через Красное море, образовав огромное лавовое плато. Платобазальты, называемые трапповой серией, имеют на плато мощность в несколько сотен метров, а на бортах рифта — свыше 2000 м. Другими словами, подъем фундамента и излияние платобазальтов произошли примерно в одно время, в раннем триасе, сопровождая подвижки вдоль центральной оси воздымающейся зоны. Это была первая стадия развития рифта в Эфиопии [80]. Активность щитовых вулканов центрального типа возникла на Эфиопском нагорье в раннем миоцене, и примерно в то же время произошли излияния базальтов в депрессии Афар. В плиоцене центральная часть южной Эфиопии покрылась спекшимися туфами. Вплоть до этого времени Эфиопский рифт был не более, чем мелкой депрессией, но одновременно с главным воздыманием Эфиопского купола в раннем плейстоцене вдоль его центральной оси сформировался грабен. Во время этих движений вдоль оси рифта в некоторой степени проявлялся вулканизм от базальтового до кислого состава. После плейстоцена дно рифта подверглось интенсивному взламыванию и вдоль его оси образовался сбросовый пояс Вонжи. Этот пояс шириной 3—15 км характеризуется серией нормальных сбросов, сопровождаемых открытыми трещинами растяжения и четвертичными кальдерными вулканами. Пояс имеет тенденцию к кулисообразному (en echelon) расположению вдоль оси рифта (рис. 2.1.2).
Самый ранний вулканизм в рифте Грегори начался с излияний миоценовых базальтов в депрессии Туркана на севере Кении (14—23 млн лет). Примерно в то же время в регионе границы Кения—Уганда проявлялась вулканическая активность центрального типа с излиянием лав щелочного состава. Щелочной комплекс, сопровождаемый карбонатита-ми, наблюдается в рифте Кавирондо (рис. 2.1.3), который ответвляется от центральной части рифта Грегори в западном направлении и также датируется этим периодом. В позднем миоцене (11—14 млн лет) фонолиты трещинного типа, излияния которых сопровождали воздымание Кенийского купола (около 300 м), покрыли обширные площади в Южной Кении. По гребню этого купола сформировался асимметричный грабен (рис. 2.1.4), ограниченный сбросами только по западному борту. В плиоцене на дне рифта происходили извержения с излиянием лав трахитового и базальтового состава, а пепловые потоки, изливавшиеся через уступы рифта на плато, застывали в игнимбриты. В это время на восточном фланге Кенийского купола начали строиться грандиозные изолированные вулканы центрального типа, такие как г. Кения или г. Килиманджаро; их активность продолжалась вплоть до плейстоцена. К концу плиоцена Кенийский купол поднялся еще на 1500 м, и рифтовые структуры вдоль его. центральной оси почти полностью завершили свое развитие. Вулканическая активность и сбросообразование в позднем плейстоцене, по-видимому, были ограничены дном рифта и привели к развитию нескольких мелких кальдер и густой сети небольших разломов, расположенных на расстоянии 2—3 км друг от друга (Бэйкер и др., 1972, Уильямс, 1970). В октябре 1960 г. Доусон наблюдал излияние карбонатитовой лавы из вулкана Ол-Доиньо-Ленгаи в южной части рифта Грегори (Доусон, 1962). Это событие продемонстрировало, что карбонатитовые магмы существуют в природе. Было отмечено, что локализация такой активности совпала с рифтовой зоной. В Северной Танзании, где происходило извержение этого вулкана, так же как и в рифте Кавирондо, зарегистрировано намного больше землетрясений, чем в других частях Восточной Африки.
Вулканическая активность в Западном рифте ограничена тремя небольшими площадями, расположенными между озерами Мобуту-Сесе-Секо и Танганьика и регионом Мбея в зоне его пересечения с Восточным рифтом. Все они были активны с плиоцена, а вулканы Нуамлагира и Нирагонго к северу от оз. Киву активны и в настоящее время. Так как в Западном рифте почти не проявляется признаков развития вулканических покровов, докембрийский фундамент обнажается непосредственно от плеча рифта до его краевых частей. Древнейшие осадочные породы, обнажающиеся на дне рифта, представляют собой нижнемиоценовые мелководные озерные или болотные отложения. Хопвуд и Леперсонн (1953), исследовавшие этот район, предположили, что ранее данная территория представляла собой зону пологого прогибания. По изучению керна скважин и в результате геофизических работ, проведенных на оз. Мобуту-Сесе-Секо, было определено, что максимальная мощность осадков под дном мелкого озера составляет 2500 м (Гаррис и др., 1956). Однако мощность отложений на оз. Ньяса и в южной части оз. Танганьика чрезвычайно мала (Дегенс и др., 1971). Главный этап рифтообразования, сформировавший грабенные структуры, начался в плиоцене (Бишоп, 1965). В отличие от Восточного рифта, в северной части Западного рифта продолжается значительная сейсмическая активность (Уоленберг, 1969). В результате крупного землетрясения Торо (М = 6,7)1 в западной Уганде образовался сейсмический сброс с вертикальным перемещением 2 м, который был прослежен на расстоянии 20 км параллельно рифту (Лоупекин, 1966).
Глубинная структура рифтовых долин
Эпицентры землетрясений, происходящих вдоль рифтовой зоны (рис. 2.1.5), концентрируются преимущественно в пределах 30 км от поверхности (Мааша, 1975), хотя у восточного края Эфиопского плато они погружаются до глубины 60 км (Гоуин, 1970). Эти факты показывают, что явления раскола, приводящие к формированию рифтовых долин, происходят на относительно небольших глубинах между земной корой и самой приподнятой частью верхней мантии.
На рис. 2.1.6 показаны рельеф и гравитационная аномалия Буге вдоль разреза, пересекающего Восточно-Африканское плато с востока на запад и модели строения литосферы. За исключением локальных аномалий, наблюдаемых над Восточным и Западным рифтами, приподнятая область Восточно-Африканского плато характеризуется широкой Отрицательной аномалией Буге с длиной волны 1000 км и с максимальной амплитудой — 150 мГал. С одной стороны, малый градиент кривых, отражающих региональные аномалии, означает, что более легкие вещества, обусловливающие отрицательную аномалию, залегают на большой глубине, и, кроме того, разность плотностей между этими веществами и окружающими породами мала. С другой стороны, сейсмические исследования показывают, что, во-первых, мощность земной коры в Восточной Африке составляет 35—40 км; это типично для континентальной земной коры (Vp = 6,6 км/с). Во-вторых, под слоем верхней мантии располагается зона малых скоростей и быстрого затухания S-волн (Vp = 8,0 км/с); и в-третьих, что верхняя поверхность низкоскоростного слоя поднимается под Восточным рифтом до глубины 80 км. Модели литосферы на рис. 2.1.6 были построены на основании этих данных. Они означают, что под Восточно-Африканским плато литосфера утоняется, причем особенно сильно под Восточным и Западным рифтами.
В зонах Восточного и Западного рифтов на региональную отрицательную аномалию Буге накладываются локальные отрицательные аномалии Буге с длиной волны 150—200 км и с амплитудами 50—70 мГал. В осевой зоне Восточного рифта относительно положительные аномалии шириной 40—60 км с амплитудами 30—60 мГал накладываются на локальные отрицательные аномалии. Локальные отрицательные аномалии в зоне Западного рифта были открыты на оз. Мобуту-Сесе-Секо Буллардом (1936). Гёрдлер (1964) связывал их с проседанием блока земной коры, ограниченного нормальными сбросами, и накоплением в грабене мощных толщ осадков, имеющих низкую плотность. Кроме того, полагают, что локальная отрицательная аномалия в зоне рифта Грегори обусловлена присутствием мощных толщ более молодых вулканических пород с низкой плотностью, которые покрывают уступы и дно рифта. Ярко выраженная положительная аномалия вдоль центральной оси рифта Грегори и большой наклон ее кривой показывают, что материал с положительной разностью плотнрстей по отношению к окружающей земной коре интрудирован весьма неглубоко. Модель на рис. 2.1.6 (б) дает возможность предположить, что магматическая интрузия основного состава шириной 10 км достигла глубины 2,5 км от поверхности дна рифта. Предполагаемое утолщение земной коры по этой модели достигает 10 км, что вполне соответствует растяжению коры (5—10 км), установленному Бэйкером и Уоленбергом [4] по величине вертикального перемещения рифтовых сбросов вблизи земной поверхности. Эту относительно положительную аномалию Буге можно проследить вплоть до середины рифта Грегори (Сёрл, 1970), но приблизительно на 2° южнее она исчезает, и далее к югу ее обнаружить невозможно (Дэрракот и др., 1972). Аналогичная положительная аномалия обнаружена в Эфиопии вдоль разломного пояса Вонжи, где она шире, чем аномалия рифта Грегори, и интерпретируется как рой базальтовых даек, внедрившихся на небольшую глубину (Макрис и др., 1970).
Мохр и Вуд [81] вычислили мощности собственно земной коры и литосферы по расстояниям между вулканами, распределенными вдоль Восточного рифта, и по данным сейсмических и гравиметрических исследований (табл. 2.1.1). Они пришли к выводу, что мощности собственно земной коры и литосферы меньше под рифтами, чем под плато, и что под рифтами эти мощности уменьшаются в северном направлении, т. е. в следующем порядке: рифт Грегори, Эфиопский рифт, депрессия Афар. Представления, что рифтовая система сформировалась в результате действия поля растягивающих напряжений, направленных под прямыми углами к ее простиранию, поддерживали многие ученые после Грегори (1896), принимая во внимание развитие нормальных сбросов, наблюдаемых на поверхности, и вулканическую активность трещинного типа. Растяжение собственно земной коры либо раскрытие ее благодаря внедрению мантийного материала или уменьшению мощности литосферы, наблюдаемые на всем протяжении рифтовых систем, не противоречат этому представлению. Дополнительную поддержку этому представлению дают результаты анализа плоскостей сбросов по землетрясениям, происходящим вдоль рифтовых систем, показывающие механизмы нормальных сбросов (см. рис. 2.1.5). Недавние измерения в Эфиопском рифте с использованием геодиметров свидетельствуют о существовании поверхностного растяжения со средней скоростью 3—6 мм в год, направленного под прямыми углами к простиранию рифта (Мохр, 1977).
Взламывание континентальной земной коры и развитие рифтовых систем
Отмечается, что тесная ассоциация внутриконтинентальных рифтовых систем и щелочного магматизма — вполне обычное явление (Ле Бас, 1971). Вулканическая активность Восточно-Африканской рифтовой системы также характеризуется интересными проявлениями щелочного магматизма, в частности трещинным излиянием фонолитов или щелочных базальтов, которые образовали обширнее лавовые плато в Эфиопии и Кении, а также мощные трахитовые и игнимбритовые потоки и нефелинит-карбонатитовый вулканизм. Чем южнее мы будем продвигаться из Эфиопии в глубь континента, тем ярче будет проявляться тенденция вулканических пород в рифтовой долине к щелочному составу (Гаррис, 1969). Кроме того, хотя базальты Красного моря и Аденского залива типичные для океанической коры толеитовые базальты, в депрессии Афар базальты представлены типами, переходными между толеитовыми и щелочными (Гэсс, 1970). Отношения объемов вулканитов основного и кислого состава в Эфиопии 6:1, а в Южной Кении 1,3:1 (Уильямс, 1972; Мохр 1968). Такие изменения химического состава с севера на юг полностью согласуются с изменениями общего объема вулканитов (345 тыс. км3 в Эфиопии и 144 тыс. км3 в Кении), изменениями степени сводового воздымания коры (3000 м для Эфиопского купола; 1800 м для Кеннийского купола) и с постепенным уменьшением с севера на юг величины вертикального перемещения по рифтовым сбросам. Они также согласуются с изменениями расширения земной коры и утонения литосферы с севера на юг. Изменения, происходящие со сводообразованием, рифтовым разломообразованием, щелочным магматизмом, утонени,ем литосферы и т. д., могут, следовательно, являться выражениями одного и того же главного' процесса и рассматриваться как серия явлений, очень тесно связанных своим происхождением (Гэсс, 1970).
Пилгер и Рослер [86] рассмотрели последовательные фазы развития рельефа во времени и в пространстве, сопровождавшие эволюцию рифтовых систем Мертвого моря, Красного моря, Аденского залива и Восточной Африки (рис. 2.1.7). Мертвое и Красное моря были первыми вовлечены в рифтообразование, затем последовали Аденский залив и северная часть Афара, далее процесс развивался от южной части Афара и Эфиопии к Кении и Танзании. Эти авторы связывали такое перемещение или блуждание рифтообразования с уменьшением степени утонения литосферы и дробления земной коры с севера на юг. Они считают, что Красное море и Аденский залив уже достигли стадии рифтообразования процесса развития срединно-океанического хребта, а северная часть депрессии Афар находится на более ранней стадии спрединга океанического дна. В соответствии с этим представлением Восточно-Африканская рифтовая система, возможно, находится на самой ранней стадии развития внутриконтинентального рифта срединно-океанического хребта, представляющей собой взламывание континента, и чем южнее положение в этой системе, тем более зародышевой является стадия процесса. Землетрясения — наиболее чувствительные индикаторы разламывания земной коры. Такие признаки рифтовых систем, как топографические депрессии, исчезают около 20° ю. ш., но сейсмичная зона протягивается' гораздо южнее (см. рис. 2.1.5). На основании этих фактов Фэерхед и Гёрд-лер (1969) указали, что области зарождающегося рифтообразования, возможно, протягиваются вплоть до Южной Африки.
Модель тектоники плит (plate tectonics), начиная с 1960 г., стала все шире применяться для изучения эволюции рифтов Красного моря и Аденского залива в связи с накоплением разнообразных сведений, полученных в результате изучения подводной топографии, магнитных и гравитационных аномалий, тепловых потоков, по данным сейсморазведки, описания керна скважин, пробуренных в дне океана, и геологических изысканий (Ле Пишон и Хейрцлер, 1968; Вайн, 1966; Мэттьюз и др., 1967; Маккензи и др., 1970). В соответствии с исследованиями океаническое дно Красного моря и Аденского залива образовалось в процессе спрединга, как это наблюдается в срединно-океанических хребтах, и историю этого развития логически можно объяснить вращением против часовой стрелки Аравийской плиты по отношению к Африканской плите. История развития дна Красного моря и Аденского залива до миоцена не так очевидна, но Гёрдлер и Стайлс (1976) использовали последние данные бурения и изучения магнитных аномалий дна Красного моря, чтобы показать, что оно зародилось 40 млн. лет назад. Относительное движение этих двух плит позволяет убедительно объяснить значительное смещение по простиранию вдоль рифта Мертвого моря (Кьенелл, 1958; Фреунд и др., 1970). Также отмечается, что оно привлекается при интерпретации сложной истории развития депрессии Афар, где континентальная земная кора сталкивается с океанической (Барбери и Барет, 1975).
Согласно концепции тектоники плит, Восточно-Африканская рифтовая система также представляет собой открывающуюся границу плит, причем она разделяет Африканскую плиту на Нубийскую плиту — на западе и Сомалийскую — на востоке (Гэсс и Джибсон, 1969). Итак, три рифтовые системы Красного моря, Аденского залива и Восточной Африки соединяются в депрессии Афар, образуя тройное сочленение (triple junction) типа RRR, описанное Маккензи и Морганом (1969). Маккензи и др. [79] вычислили, что полюс вращения для Восточно-Африканской рифтовой системы находится в центральной части Западного рифта, в точке с координатами 8,5° ю. ш. и 30° в. д., и что угол вращения составляет 1,9°. Их расчет, выполненный на основании значительных различий между положениями центра спрединга для Красного моря и Аденского залива, показывает, что растяжения земной коры поперек Восточного рифта составляют 65 км в Эфиопском рифте и 30 км в центре рифта Грегори.
Напротив, величина растяжений земной коры, полученная по геологическим и гравиметрическим данным, составляет 30 км для Эфиопского рифта, 10 км для рифта Грегори и 2—3 км для северной Танзании [5]. Для объяснения последних цифр были, кроме того, предприняты попытки поместить Восточно-Африканский пояс вращения южнее, в пределах рифтовой системы (Дэрракот и др., 1972). Эти попытки, основанные на кинематике движения плит, возможно приведут к созданию приемлемой гипотезы для объяснения последовательного развития рифтообразования в Восточной Африке с севера на юг. При преобразовании упомянутых выше значений растяжений земной коры в средние скорости спрединга получены следующие цифры: для Эфиопии 2 мм/год, для Кении 1 мм/год [119], Эти значения по величине на порядок меньше, чем скорости спрединга для рифтов Красного моря и Аденского залива и почти на два порядка меньше скорости спрединга для типичных срединно-океанических хребтов. Явление утонения литосферы, таким образом, представляет значительный интерес при рассмотрении столь малых скоростей деформации, так как оно свидетельствует о пластической деформации плиты на ранних стадиях взламывания континента.
Пилгер и Рослер [86] выделили семь тектонических этапов рифтообразования в депрессии Афар и на окружающей территории и показали, что интервалы между этими этапами постепенно сокращались. Разумеется, когда продолжительность периодов покоя сократится до нуля, это будет означать начало спрединга океанического дна в истинном смысле слова, и после этого скорость спрединга должна, вероятно,, увеличиться. Вместе с тем, Бёрк и Дьюи (1973) установили развитие в континентальной земной коре границы плит или тройного сочленения типа RRR, основываясь на нескольких примерах, утверждая, что три границы плит не всегда будут развиваться одинаково и что одна из них станет неактивной, превратившись в недоразвитый рифт (авлакоген), утративший активность на определенной стадии развития. Сверхконтинент Гондвана с Африканским континентом, как одной из своих составляющих, испытал раскалывание и континентальный дрейф — события, представляющие огромный интерес для истории Земли. Действительно ли Восточно-Африканская рифтовая система даст жизнь новому океану и Сомалийский континент, отделившись от Нубийского, поплывет в Индийский океан? (Диц и Холден, 1970).
Примечания
1. М (magnitude of earthquake) — магнитуда землетрясения.