Рифти Венери і Землі: схожість і відмінність

Про авторів

Венера і Земля — дві великі планети земної групи, які схожі за розміром, масою, обсягом, щільністю і, ймовірно, за валовим складом і теплогенеруючим потенціалом [1]. Довгий час вони вважалися планетами-близнюками, а Венера розглядалася як аналог Землі, що знаходиться на більш ранньому етапі геологічної еволюції. Але вже після перших міжпланетних експедицій до Венери з «ясувалося, що вона суттєво відрізняється від нашої планети через поверхню та умови [2]. Насамперед це температура (на поверхні планети вона сягає майже 500 ° С) і тиск (близько 100 атм) [3]. Вивчення Венери за допомогою орбітальних радарних систем виявило ще одну її принципову відмінність від Землі — інший глобальний тектонічний стиль. Будь-яка планета являє собою теплову машину, що втрачає внутрішнє тепло. Цей односпрямований процес визначає її геологічну еволюцію. Механізми втрати тепла, однак, можуть бути різними і виражаються в глобальному тектонічному стилі. Зокрема, на Землі такий механізм виявлений у вигляді тектоніки плит [4]: жорсткі літосферні блоки (плити) поперечником в тисячі кілометрів переміщуються в горизонтальному напрямку, розходяться, стикаються і занурюються одна під іншу. Горизонтальне переміщення плит — головний вектор глобального тектонічного стилю Землі, а його характерні ознаки (глибоководні жолоби, серединно-океанічні хребти і трансформні розломи) яскраво виражені в рельєфі і структурах поверхні.

Детальна зйомка поверхні Венери в експедиціях «Венера-15 і -16» і «Магеллан» не виявила ознак тектоніки плит на цій планеті [3, 5]. Замість цього на Венері виявлено утворення, що представляють собою гігантські зведені підняття висотою в кілька кілометрів і поперечником в кілька тисяч кілометрів [6]. Вони інтерпретуються як області підйому гарячої мантійної речовини [7-9]. З центру деяких підняття розходяться дуже протяжні (тисячі кілометрів) зони розтягнення і розтріскування, виявлені як глибокі лінійні топографічні депресії [2, 10, 11]. Подібні структури, відомі на Землі в межах континентальних блоків, називаються континентальними рифтами [12]. Характерне поєднання зведених підняттів і рифтів дає підставу думати, що на Венері (на відміну від Землі) домінує інший глобальний тектонічний стиль — плюм-тектоніка [13], в якому основною рушійною силою виступають вертикальні мантійні плюми (діапіри). Останні призводять до вигинання і розтріскування літосфери без помітних горизонтальних зміщень. Головний вектор плюм-тектоніки (на відміну від тектоніки плит) — вертикальний. Інтерпретація зображень поверхні Венери [3] вказує на те, що протягом основної частини її різної геологічної історії (останні 300-500 млн років) саме плюм-тектоніка являла собою головний механізм втрати внутрішнього тепла.

Плюм-тектоніка діє і на Землі, але її роль другорядна порівняно з тектонікою плит, і вона проявлена лише в окремих (хоча і великих) регіонах [14]. Один з них — східна околиця Африканського материка (Східно-Африканська рифтова зона, ВАРЗ), де розвинені великі зведені підняття, які з’єднані протяжними рифтовими зонами [15, 16]. Сводовые поднятия ВАРЗ, как представляется многим исследователям, возникают за счет восходящих мантийных плюмов, а рифты — за счет растрескивания континентальной литосферы при образовании сводов [17]. Поєднання цих структур нагадує ситуацію на Венері [10], і, отже, її тектонічний стиль можна якоюсь мірою охарактеризувати, якщо провести кількісний порівняльний аналіз зведених підняття і рифтових зон на обох планетах.

Геолого-морфометричні характеристики рифтових зон

На Венері рифти переважно зосереджені в східній частині екваторіальної зони (45 ° с. ш. — 45 ° ю. ш., 100-315 ° в. д.) і на сході південної півкулі (55-65 ° ю. ш., 315-360 ° в. д.), де вони утворюють єдину систему загальною протяжністю близько 50 тис. км (рис. 1). Окремі гілки цієї системи сягають декількох тисяч кілометрів у довжину і кілька сотень кілометрів у ширину [19, 20] і становлять пучки зближених структур розтягнення — грабенів. Пучки розташовуються топографічно нижче навколишнього місця, і, таким чином, окремі гілки рифтових зон проявляються в рельєфі як глибокі (до декількох кілометрів) і протяжні топографічні депресії — троги.

Ріс. 1. Карта розподілу рифтових долин (рожеві) і поясів грабенів (блакитні) на поверхні Венери. Вулкани, що асоціюють з рифтами, показані білими точками; область Бета — Атла — Феміда (БАФ) — білою пунктирною лінією. Загальні межі підрозділу рифтових зон дано по [18] зі змінами

Як правило, рифти розчленовують прилеглу місцевість і руйнують інші структурні та речові комплекси (рис. 2), тобто виступають як більш молоді освіти. У деяких випадках грабовані рифтів частково підтоплюються лавами лопатевих рівнин. У таких випадках більш молодим комплексом виступають рівнини. Найбільш часто, однак, грабовані рифтів як підтоплюються лавами лопатевих рівнин, так і перетинають їх [21]. Подібні співвідношення свідчать про те, що рифти і лопатеві рівнини формувалися приблизно в один і той же час. Вони — характерні утворення наймолодшого, атлійського періоду геологічної історії Венери [18, 22].

Рис, 2. Рифт каньйону Ганіс (Ganis Chasma) в області Атли представляє серії зближених грабенів, які перетинають регіональні рівнини (а). Фрагмент зображення C1-MIDR, 15N197, центр фрагмента — 13 ° с. ш., 98 ° в. д. Ріфт каньйону Гекати (Hecate Chasma) в області Астерії (б). Грабіжники рифта перетинають вулкан Полік-мани (Polik-mana Mons) і частину його лавових потоків, інші потоки затоплюють структури рифтової зони. Фрагмент зображення C1-MIDR, 15N266, центр фрагмента — 19 ° с. ш., 268 ° в. д.

За наявністю або відсутністю просторової асоціації рифтових зон з великими зведеними підняттями, за особливостями їх рельєфу і морфометричними характеристиками (протяжності, ширині і глибині), в межах рифтових зон можна виділити дві категорії структур: рифтові долини та пояси грабенів (див. рис. 2) [20]. Всі ці структури рифтів — різновиди єдиних зон розтягнення, і всі вони утворені в атлійський період [21]. Рифтові долини представляють собою зони розтягнення, зосереджені головним чином у вершинній частині склепінь, а пояси грабенів простягаються далеко за їх межі. Рифтові долини — різко виражені в рельєфі широкі і глибокі каньйони, оперені окремими грабенами, а пояси грабенів — серії окремих грабенів, що чергуються з жменьками приблизно тієї ж ширини і амплітуди.

Рифтові долини і пояси грабенів можна порівняти за глибиною: їх максимальні глибини досягають майже 3 км, але вони істотно розрізняються за шириною: їх максимальна ширина становить близько 400 км, а поясів грабенів — близько 1000 км [20]. Рифтові долини — значно концентрованіші структурні зони порівняно з поясами грабенів і при цьому менш протяжні (кілька тисяч кілометрів), тоді як пояси грабенів простягаються на кілька десятків тисяч кілометрів.

Великі (поперечники в кілька тисяч кілометрів) зведені Венери зосереджуються в області Бета — Атла — Феміда. Це основні місця формування та поширення рифтових долин [2, 10, 11]. Подібні підняття класифікуються як рифтові склепіння [6]. Рифтові долини розходяться з їхніх вершин і простягаються на тисячі кілометрів (див. рис. 1). Найбільш типові представники рифтових долин зустрічаються в областях Атла і Бета, які характеризуються високими позитивними гравітаційними аномаліями [23]. Тут з рифтовими долинами просторово асоціюють великі вулкани діаметром понад 100 км [11, 24] (див. рис. 1).

Рифтові долини області Атла (Atla Regio) розташовані в великому регіоні з координатами 0-25 ° с. ш. та 180-210 ° в. д. (див. рис. 1). Зведення області Атла поперечником 1200-1900 км і висотою 2,5 км злегка витягнуть у північно-західному напрямку [6, 20]. З його вершини рифтові долини розходяться в північно-західному, південно-західному і південно-східному напрямках і простягаються на відстань до 3 тис. км. Максимальна глибина рифтових долин становить близько 3 км, а ширина не перевищує 400 км [20]. Форма рифтів у перетині W-подібна, висота бортових піднятів варіює від 1,7 до 2,6 км.

У цілому час рифтоутворення і вулканізму в області Атла оцінюється величиною близько 0,1 Т [22], де Т — середній модельний вік поверхні Венери, визначений різними авторами від 300 до 750 млн років [25, 26].

Рифтові долини області Бета (Beta Region) розташовані в регіоні з координатами 25-50 ° с. ш. та 180-210 ° в. д. (див. рис. 1). Область Бета характеризується наявністю великого ізометричного склепіння поперечником близько 2600 км і висотою від 2 до 5 км [6, 9]. З його вершини рифтові долини розходяться на північ, південний захід і південь і простягаються на 3500 км. Південна гілка каньйону Девани зливається з областю Феба. Максимальна глибина рифтових долин тут сягає майже 2 км, а максимальна ширина не перевищує 250 км [20]. Форма рифтів у перерізі часто W-подібна, рідше — V-подібна, висота бортових підняттів варіює від 2 до 2,2 км.

Час вулканічної активності і вік рифтових структур, що асоціюють зі зведенням області Бета, оцінюється величиною менше 0,5 Т [27].

Як і в земних рифтах, рельєф рифтових долин Венери характеризують структури грабенів і міськстів. Вони розташовуються на різній висоті щодо бортів долин і свідчать про різні швидкості просідання літосферних блоків при формуванні рифтів. В областях Атла і Бета для рифтових долин найбільш типова W-подібна форма, що має підняття в серединній частині. Рідше — V-подібна, без серединного підняття.

Характерна асоціація рифтових долин в області Атла і Бета зі зведено-купольними височинами, рясним вулканізмом і значними позитивними гравітаційними аномаліями вказує на те, що найбільш імовірним механізмом їх утворення було розтріскування літосфери над висхідними мантійними плюмами [28]. Рифтові долини, генетично пов’язані зі склепіннями, ймовірно, формувалися над центральними частинами висхідних плюмів. Швидше за все, вони являють собою окремі ослаблені зони літосфери Венери, які утворилися на тлі її здимання. Модельні оцінки потужності літосфери Венери становлять 300-350 км [29]. При цьому величина горизонтального розтягнення венеріанських рифтів, за нашими оцінками, становить близько 2% в області Атла і близько 3% в області Бета. Зведення тут почалося після становлення регіональних рівнин Венери в атлійський період, коли головні фактори оновлення поверхні — тектонічні процеси і вулканізм — діяли в великих, але ізольованих регіонах [21].

На Землі рифти інтерпретуються як великі зони розтягнення літосфери, які утворюють світову рифтову систему планети. Вони діляться на два класи: океанічні та континентальні [12].

Океанічні рифти зони — це лінійно витягнуті височини срединно-океанічних хребтів (СОХ), розсічені поздовжніми і поперечними розломами [30]. Вони — смугосклонні і протяжні структури в серединних частинах більшості океанів (рис. 3). Оцінки потужності механічної літосфери в областях розповсюдження океанічних рифтів варіюють від 2 до 13 км [31].

Рис, 3. Світова рифтова система Землі. Океанічні рифти (СОХ) показані червоними лініями, континентальні рифти (Ріо-Гранде, Рейнський грабен, ВАРЗ, БРЗ — Байкальська рифтова зона) — жовтими

Континентальні рифти зони поширені значно меншою мірою (наприклад, Східно-Африканська і Байкальська рифтові зони, Рейнський грабен), ніж срединно-океанічні хребти, і зустрічаються лише в деяких регіонах (див. рис. 3). У рельєфі молоді континентальні рифти представлені глибокими долинами завширшки до 100 км, обмеженими бортовими підняттями, які можуть бути симетричними, асиметричними або зовсім не вираженими в рельєфі [32, 33]. Залежно від області формування континентальні рифти утворюють дві групи: рифти в межах складчастих поясів (Байкальський рифт і Рейнський грабен) і рифти в стабільних платформних областях (наприклад, Афро-Аравійська рифтова система, до якої належить ВАРЗ) [12, 34]. Всі ці структури закладаються і розвиваються на континентальній літосфері потужністю близько 100 км [35].

Тут ми розглянемо тільки добре виражені молоді рифтові зони кайнозойського (близько 40 млн років тому) віку, розвинені в стабільних платформних областях. Їхні морфологічні характеристики ще не стерті ерозійними процесами, і вони представляють морфологічні аналоги рифтових зон Венери. До них належать структури Східно-Африканської рифтової зони (рис. 4), яка складається з двох гілок і служить прикладом співіснування двох різних типів рифтів: щілинного і зведено-вулканічного [15]. Західна гілка належить до щілинного типу, а східна — до зведено-вулканічного. Ймовірно, рифти зведено-вулканічного типу утворюються під впливом висхідного мантійного потоку, що призводить до вигинання і розтріскування літосфери, а рифти щілинного типу формуються в результаті горизонтального розтягнення літосфери і виникнення в цьому місці топографічної депресії [15, 35, 36].

Рис, 4. Східно-Африканська рифтова зона: а — західна (Ньяса-Танганьїкська) і б — східна (Кенійсько-Ефіопська) гілки. Рифтова долина західної гілки представлена V-подібною депресією, східною — W-подібною

Східно-Африканська рифтова зона простягається в меридіональному напрямку більш ніж на 6 тис. км, а її західна (Ньяса-Танганьїкська) і східна (Кенійсько-Ефіопська) гілки огинають древній архейський літосферний блок (рис. 5). Вся ця зона почала формуватися і розвивалася в кайнозої (в пізньому еоцені) в результаті впливу мантійного плюму на континентальну літосферу потужністю 100-150 км [33, 37, 38].

Рис, 5. Рельєф Східно-Африканської рифтової зони. Західна гілка складається з північного, центрального і південного сегментів; східна — з Ефіопського і Кенійського, з топографічними ізолініями 1500 м, які обмежують однойменні зведені підняття

Західна (Ньяса-Танганьїкська) гілка простягається приблизно на 2100 км [39] і складається з грабенів, що являють собою зайняті озерами замкнуті депресії. Їхня форма в перетині — V-подібна, а протяжність варіює від 100 до 600 км [17, 32]. Всі грабени формувалися поетапно: спочатку обосаблювалися окремі тріщинні структури, які в міру розростання в довжину з’єднувалися один з одним, утворюючи північний, центральний і південний сегменти західної гілки. Рифтоутворення у цій гілці ВАРЗ характеризується значним (до 8%) розтягненням [16, 40].

Північний сегмент західної гілки простягається на 500 км при середній ширині близько 40 км [39] і включає рифти Альберт, Едуард і Ківу. Вони є асиметричними лінійними грабівнями завдовжки 80-100 км, глибиною до 0,5 км з висотою бортових підняттів від 1,4 до 2 км [39, 40]. Рифтоутворення тут почалося в північному сегменті з формування рифта Альберт [17] і поширилося в південному напрямку.

Центральний сегмент складається в основному з асиметричного грабена Танганьїка протяжністю близько 700 км, шириною близько 70 км і глибиною до 1,5 км [37, 41]. Висота його бортових піднятів становить 2,6-3,4 км [17].

Південний сегмент рифтової гілки включає асиметричні грабени Руква (Малаві) і Ньяса протяжністю близько 350 і 450 км відповідно, при середній ширині близько 60 км [17, 37]. Висота їхніх бортових піднятів варіює від 0,4 до 1,5 км [38, 40]. У цих рифтах розташовані однойменні озера глибиною до 3 км [31, 38].

Східна (Кенійсько-Ефіопська) гілка простягається меридіонально з області Афар (потрійного зчленування рифтів) на 2200 км на південь і складається з Кенійського та Ефіопського сегментів, які приурочені до однойменних зведених підняттів (див. рис. 5). Ці підняття поперечником близько 1000-1200 км і висотою від 1,5 до 2 км мають овальну форму в плані [17, 42]. Їх формування, ймовірно, пов’язане з впливом на літосферу висхідного мантійного плюму, присутність якого підтверджується гравіметричними і сейсмотомографічними даними [43-45]. Подібні результати можуть інтерпретуватися як такі, що вказують на існування одного плюма [46] або двох відокремлених (під Кенійським та Ефіопським рифтами) [47] або ж на ланцюжки крейдів