Р а н н е о р о г е н н а я с т а д и я – это эпоха инверсии тектонического режима: прогибание сменяется общим поднятием, центральные поднятия приводят к обмелению морских бассейнов, появляются многочисленные острова, архипелаги. Осадконакопление исключительно терригенное. Частные прогибы и впадины заполняются нижней молассой, сложенной относительно тонкими морскими осадками – глинами, алевролитами, песчаниками. В лагунах формируются угленосные или соленосные молассы в зависимости от климата. Внедряются гранитоидные интрузии. Вулканизм ослабевает, становится наземным. Формируются гравитационные складки, надвиги. Образуется низкая островная суша, где скорость денудации близка к скорости тектонического воздымания.

С о б с т в е н н о о р о г е н н а я с т а д и я отличается прежде всего преобладанием скорости воздымания над скоростью денудации. Растут поднятия, происходит горообразование, в зонах выше снеговой линии образуются ледники. Углубляются предгорные и межгорные прогибы, заполняемые верхней молассой – породами полностью континентального происхождения. Это конгломераты речного происхождения в переслаивании с песчаниками, алевролитами, аргиллитами. В аридном климате это красноцветные толщи. Горо- и складкообразование приводили к образованию глубинных разломов, вдоль которых образовывались вулканы центрального типа, извергающие андезит – липаритовую лаву, но в конце стадии вулканизм опять меняется на базальтовый ( конечный вулканизм по Г. Штилле ). Интрузивные формации – ультракислого и щелочного состава. В конце стадии завершается складкообразование, формируются пологие надвиги и покровы ( шарьяжи ).

П о с т о р о г е н н а я ( т а ф р о г е н н а я ) с т а д и я выделяется как наиболее поздняя стадия развития геосинклинали, или начальная стадия платформенного режима. Для нее характерны активная эрозия горных сооружений и денудация.

В конце 19 столетия Дж.Грегори выделил особые структуры, ограниченные сбросами грабены в Восточной Африке, образующиеся в условиях растяжения. В последующее время понятие рифтогенеза наполнялось обширным теоретическим и практическим материалом. Современное понимание рифтогенеза вошло в концепцию тектоники литосферных плит как один из важнейших ее элементов. Оказалось, что большинство рифтовых зон находится в океанах, но там рифты как структуры , имеют подчиненное значение, а главная роль в растягивающих напряжениях принадлежит раздвигу, названному с п р е д и н г о м.

Большинство рифтовых зон связаны между собой, они образуют глобальную систему, протянувшуюся через океаны и континенты. Большая часть этой системы находится в океанах, где приурочена к современным срединно – океаническим хребтам. Эти хребты продолжают один – другого и в нескольких местах создают тройные сочленения (юг Атлантики, центральная часть Индийского океана) Пересекая пассивные окраины, рифтовые структуры продолжаются на континентах.

Для рифтовых зон континентов характерны расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, приуроченность к крупным разломам типа сбросов. Главный современный рифтовый пояс на континенте – это пояс Великих африканских разломов, протянувшийся в восточной Африке в меридиональном направлении почти на 3000 км. В рифтах этого пояса образовались озера Танганьика, Ньяса и другие. К этому поясу приурочен гигантский вулкан Килиманджаро. К этой же группе рифтов принадлежит Байкальский рифт. Центральное положение в рифтовой зоне занимает долина шириной от 40 до 50 км, ограниченная сбросами, образующими ступенчатые системы. Такая долина протягивается вдоль сводового поднятия земной коры. Тектонические блоки земной коры на обрамлении рифта могут быть приподняты до 3,5 км. а горные массивы, например на севере Танганьикской зоны возвышаются до 5 км. Часто рифты бывают осложнены продольными или диагональными горстами. Для континентальных рифтов часто характерна асимметрия структуры и рельефа. В верхней, обнаженной части, сбросы обычно наклонены к горизонту под углом 50 – 60 градусов. 0садочные формации континентальных рифтов представлены молассами в переслаивании с вулканитами. Мощность отложений в рифтовых зонах от 5до 6 км. Преобладают обломочные озерные отложения, породы речного, пролювиального, флювиогляциального, ледникового происхождения. В зоне вулканизма благодаря гидротермальной деятельности отлагаются специфические хемогенные отложения – карбонатные, содовые, диатомовые, опаловые, сульфатные, хлоридные.