Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

Рис. 3.52. Различные модели образования бассейна Парентис.

а — с коровым детачментом, 6 — с дукгильным течением в нижней коре, в — не­ консервативная модель с погружением в мантию эклогитизированных блоков нижней коры, г — исходные данные.

1 — осадки, 2 — хрупкая верхняя кора, 3 — пластичная нижняя кора, 4 — верхняя мантия [Pinet, Montadert et al., 1987].

376

Рис. 3.53. Расположение додрифтовых рифтовых бассейнов в Цен­ тральной и Северной Атлантике на додрифтовой реконструкции.

Буквами показано положение профилей, изображенных на рис. 3.54 [Tankard, Balkill, 1989].

мического профилирования, ограничено листрическими сбросами с углами падения в верхней части 30-60°. Сбросы ограничены снизу де- тачмент-поверхностью на глубинах около 10-15 км, а у крупнейших впадин (Жанна д’Арк, Вэйл (Китовой)) — в низах коры.

В приевропейской восточной части данной мезозойской дорифтовой системы осадочных бассейнов на современной пассивной окраине преобладают субпараллельные серии синтетических (однополярных) полуграбенов с западной полярностью с более редкими полуграбенами с восточной полярностью (рис. 3.38). Главные сбросы имеют в ос­ новном листрическую форму и ограничены снизу детачмент-поверх- ностью на глубине 10-15 км. Классическими примерами являются ок­ раины Гобан Спур и района банки Галисиа на Бискайской окраине (рис. 3.38).

Для объяснения характера додрифтового континентального рифтогенеза с образованием широких (до 600-800 км) рифтовых систем для Центральной и Северной Атлантики используется несколько модифи­ каций моделей «чистого сдвига» [McKenzie, 1978] и «простого сдвига» [Wernike, 1981]. Значительное разнообразие имеющихся моделей можно свести к четырем основным группам, в основе которых лежит предположение об общем растяжении литосферы в широкой полосе [McKenzie, 1978; Wernike, 1981; Tankard, Welsink, 1988; Etheridge et al., 1989; Reston, 1990; Никишин, 1987; Лобковский, 1989]: (1) общее утон-

377

Рис. 3.54. Разрезы, основанные на сейсмических профилях, через ре­ конструированную додрифтовую рифтовую систему на месте Централь­ ной и Северной Атлантике.

Положение профилей показано на рис. 3.53 [Tankard, Balkill, 1989].

шение литосферы сопровождалось формированием в верхней хрупкой коре систем субпараллельных грабенов и полуграбенов; (2) общее утоньшение литосферы сопровождалось формированием субгоризон­ тального срыва в средней коре, возможно, переходящего в срыв вдоль Мохо, выше срыва образовывались полуграбены с крутыми и листрическими сбросами; (3) в литосфере образовался единый пологий сброс с возможными пологими зонами в средней коре и вдоль Мохо; по мере скольжения вдоль него над ним развивались верхнекоровые и общеко­ ровые сбросы; (4) общее утоньшение литосферы сопровождалось сбросообразованием в подкоровой хрупкой части литосферы, образо­ ванием поверхностей срыва в средней коре и в низах коры и образова­ нием крутых и листрических сбросов в верхней коре и реже во всей коре. Автор более склонен к четвертой модели, но в нее необходимо

378

ввести стадийность, так как по мере нарастания растяжения и прогре­ ва литосферы менялась ее реология, а, следовательно, должен был ме­ няться стиль разломообразования на фоне общего пластичного вытя­ гивания нижней коры.

Особый интерес представляют «вулканические» пассивные окраи­ ны Северной Атлантики между Норвегией и Гренландией, образовав­ шиеся вдоль пояса каледонид. В конце палеоцена-в начале эоцена между Гренландией и Норвегией произошел континентальный рифтинг, быстро переросший в спрединг. В конце фазы континентального рифтинга в пределах значительного района проявился крупномас­ штабный платобазальтовый вулканизм, а во время спрединга в ряде зон формировалась аномально толстая океаническая кора [Skogseid, Eldholm, 1987; Zehnder et al., 1990]. Синхронность платобазальтового магматизма с фазой рифтинга и нормальный состав базальтовых лав указывают на то, что именно разломообразование в литосфере приве­ ло к декомпрессии относительно несколько разогретой верхней ман­ тии, мелкомасштабной конвекции в ней, формированию мощного «го­ рячего пятна» и крупномасштабному магматизму [Zehnder et al., 1990]. По-видимому, все «вулканические» пассивные окраины возникли там, где рифтингу подверглась литосфера над несколько разогретой асте­ носферой в условиях быстрого растяжения. Был сделан даже вполне вероятный вывод [Zehnder et al., 1990], что если медленному растяже­ нию подвергается широкая полоса литосферы, то вулканизм не прояв­ ляется из-за слабой декомпрессии, и при раскрытии океана обнажает­ ся мантия без базальтовой магматической коры, как это, вероятно, имело место в Бискайском заливе; а при быстром раскрытии вероят­ ность синрифтового вулканизма увеличивается. Но, естественно, на этот фактор влияет наличие или отсутствие аномально горячих облас­ тей в верхней мантии.

Обобщая данные по характеру рифтогенеза в областях с «проме­ жуточной» по толщине предрифтовой литосферой, можно сделать следующие выводы: (1) как правило, формируются рифтовые зоны с многоярусной структурой в литосфере: в верхней коре вначале форми­ руются листрические полуграбены, в средней и в нижней коре обра­ зуются субгоризонтальные и пологонаклоненные поверхности срывов, в подкоровой части жесткой литосферы часто образуются пологие сбросы и субгоризонтальные срывы; (2) при растяжении литосферы листрические сбросы часто формируются вдоль зон надвигов, сфор­ мировавшихся в эпохи коллизий; (3) рифтовые структуры продольно сегментированы, полярность полуграбенов вдоль рифтов часто пооче­ редно меняется; (4) масштабы синрифтового магматизма определяют-

379

ся скоростью растяжения и степенью дорифтовой разогретое™ верх­ ней мантии.

Главные отличия стиля рифтогенеза на «промежуточной» по тол­ щине литосфере от рифтогенеза на толстой дорифтовой литосфере сводятся к следующему: (1) увеличивается роль листрических верхне­ коровых сбросов; (2) четче проявляется многоярусная структура ха­ рактера проявления растяжения в литосфере, (3) возрастает роль дорифтовых неоднородностей при формировании сбросов.

3.1.4. ХАРАКТЕР РИФТОГЕНЕЗА В ОБЛАСТЯХ С «ГОРЯЧЕЙ»

ИТОНКОЙ ДОРИФТОВОЙ ЛИТОСФЕРОЙ КОНТИНЕНТОВ

Кданному типу рифтогенеза относятся из современных континен­ тальные рифты в областях кайнозойской орогении с высоким тепло­ вым потоком. Эталонный пример — Провинция Бассейнов и Хребтов на западе США. К ним несколько условно можно также отнести древ­ ние постколлизионные коллапсные рифты. Рифты данного типа закла­ дываются на литосфере с тепловым потоком около 70-100 mwm“2. В таких условиях подкоровый жесткий слой отсутствует и главным хрупким слоем является верхняя кора толщиной 10-15 км [Kusznir, Park, 1988; Никишин, 1987].

Район Провинции Бассейнов и Хребтов (сокращенно ПБХ) 150-50 млн лет назад испытал орогению, а в течение последних 37 млн лет претерпевает растяжение с суммарной величиной около 250 км со ско­ ростью растяжения 1-2 см/год [Wernicke et al., 1988]. Растяжение со­ провождается рифтингом, которому предшествовал андезитовый и риолитовый магматизм, прогревший кору [Милановский, 1976].

Для ПБХ имеется множество сейсмических профилей, которые позволили составить геолого-геофизические разрезы для всей коры или ее верхней части (рис. 3.55, 3.56). Анализ этих профилей показы­ вает, что рифтовая зона представлена серией многочисленных субпа­ раллельных полуграбенов шириной по 5-20 км, ограниченных поло­ гими и листрическими сбросами. Субпараллельные серии полуграбе­ нов обычно обладают общей полярностью. Снизу они, как правило, ограничены пологой или субгоризонтальной поверхностью срыва (де-

тачмент-разломом или поверхностью) на глубине 10-20 км (чаще 15 км). Новым для рифтовых зон является наличие в ПБХ субгоризон­ тальных и пологих срывов-сбросов (типа шарьяжей растяжения), по которым происходило значительное перемещение дорифтовых ком­ плексов без образования осадочных бассейнов (рис. 3.56д) [Spencer, 1985; Wernicke et al., 1989; Asmerom et al., 1990].

380

Рис. 3.55. Характер сейсмического «рисунка» коры района рифтовой зоны Провинции Бассейнов и Хребтов [Allmendinger et al., 1987].

3 км

Рис. 3.56. Разрезы через отдельные районы Провинции Бассейнов и Хребтов.

а — сейсмический профиль COCORP в Неваде (линия 8) [Knuepfer et al., 1987], 6 — сейсмогеологичский профиль через район Мертовой Долины в Калифорнии [Serpa et al., 1988], в — сейсмогеологический профиль через бассейн Севиер-Дезерт (штат Юта) [Von Tish et al., 1985], г, д — геологические разрезы района гор Хомер в Кали- форнии-Неваде [Spencer, 1985], е — сейсмический профиль через один из бассейнов Невады [Anderson et al., 1983].

Анализ азимутальной анизотропии сейсмических скоростей в под­ коровой части литосферы показал [Beghoul, Barazangi, 1990], что мак­ симальные сейсмические скорости совпадают с ориентировкой растя­ жения (северо-запад-юго-восток). Из этого сделан вывод, что в подко­ ровой части литосферы кристаллы ориентированы длинной осью со­

382

гласно с полем напряжений и что в квазиравномерном растяжении участвует вся литосфера ПБХ.

На сейсмических профилях видно, что нижняя кора ПБХ в отли­ чие от соседних районов обладает субгоризонтальной сейсмической стратификацией и характеризуется четко выраженной горизонтальной сейсмической поверхностью Мохо. Из этого следует вероятность того, что в процессе растяжения нижняя кора вторично расслоилась на лин­ зовидные скользящие относительно друг друга тела, создавая в целом эффект пластического растекания. Слой хрупкой верхней коры рас­ членился пологими и листрическими сбросами и растаскивался в сто­ роны, скользя по детачмент-разломам, а подкоровая часть литосферы испытывала пластическое растяжение [Hamilton, 1987; Allmendier et al., 1987; Beghoul, Borazangi, 1990] (рис. 3.57).

Рис. 3.57. Вероятная модель формирования рифтовой зоны Провин­ ции Бассейнов н Хребтов.

Горизонтальные прерывистые линии показывают зону вытягивания нижней коры [Никишин, 1992].

Вернике [Wernicke, 1981, 1990] предполагал, что в ПБХ рифтинг начался с образования общелитосферного пологого сброса, смещения вдоль которого привели к сбросообразованию в коре над ним. Эту мо­ дель общелитосферного «простого сдвига» он модернизировал с вво­ дом зоны «жидкого течения» в средней коре. С точки зрения автора, идея Вернике об общелитосферном (с возможными перерывами в «жидких» слоях литосферы) раннерифтовом пологом сбросе, контро­ лирующем последующий ход рифтинга, хотя и привлекательна, но в чистом виде дискуссионна. Она плохо объясняет следующие группы данных: (1) вероятно, дорифтинговая литосфера ПБХ не имела жест­ кого подкорового слоя; (2) данные о сейсмической азимутальной ани­ зотропии по нижней части литосферы указывают на ее квазиравно­ мерное вытягивание; (3) листрические сбросы и детачмент-разломы выполаживаются в средней коре. В то же время автор не исключает возможную определяющую роль нижнелитосферных пологих сбросов

383

Рис. 3.58. Разрез литосферы северной части бассейна АлбукуеркуеБелен рифтовой зоны Рио-Гранде.

Цифрами показаны сейсмические скорости. Крапом показаны линзовидные мегабудины в средней коре в зоне дуктильного течения. Упрощено по [Olsen et al., 1987].

Рис. 3.59. Разрез через бассейн Паломас рифта Рио-Гранде.

1 — плиоцен-четвертичиая формация Паломас, флювиальные отложения, 2 — формация Паломас, пестрые склоновые отложения, 3 — миоценовые раннерифтовые осадки заполнения бассейна, 4 — третичные вулканические породы, 5 — палеозойские карбонаты, б — докембрийские граниты [Mack, Seager, 1990].

в краевых зонах ПБХ на ранних стадиях рифтинга. Вернике [Wernicke, 1990] также предположил, что в случае, когда в верхней коре образу­ ется листрический выполаживающийся сброс со значительным сме­ щением, после скольжения по нему и механическому снятию нагрузки на литосферу происходит быстрое изостатическое воздымание литос-

384

Рис. 3.60. Разрез через бассейн Албукуеркуе рифта Рио-Гранде, по­ строенный по сейсмическим данным.

Крапом показаны дорифтовые осадки. Штриховкой показано преобладающее по­ ложение сейсмических площадок. Вертикальный и горизонтальный масштабы совпа­ дают [De Voogd, Serra, Brown, 1988].

феры в зоне рифта с участием латерального перетекания «жидкого» средне-нижнекорового вещества. В результате в зоне рифта может быть вещество всплывшей верхней дорифтовой (даже метаморфиче­ ской) коры (так называемого метаморфического ядра). Вероятность реализации этого механизма большая. В частности, в ПБХ наблюдает­ ся много пологих срывов в областях без осадочных бассейнов [Sp­ enser, 1985], возможный пример также показан на рис. 3.560.

Пример ПБХ отчетливо показывает, что если растяжению подвер­ гается «горячая» тонкая континентальная литосфера, то основные процессы разломообразования фокусируются в верхней коре толщи­ ной 5-20 км, ниже в той или иной форме преобладает пластическое вытягивание. Если нижнелитосферные подкоровые сбросы и имеют место, то они играют подчиненную роль.

Рифтовая зона Рио-Гранде, вероятно, заложилась на литосфере средней по толщине и температуре между «горячей» и «промежуточ­ ной», но она будет рассмотрена в одном разделе с ПБХ из-за их про­ странственной, хронологической и структурной близости. Сейсмогеологические разрезы рифта Рио-Гранде показаны на рис. 3.58-3.60. Для этого рифта отчетливо видна структурная многоярусность в литосфе­ ре: в верхней коре толщиной 1-13 км наблюдаются полуграбены и парные встречные полуграбены, ограниченные листрическими сбро­ сами, сливающимися внизу с зоной (или зонами) детачмент-разлома; в средней коре на глубинах до 20 км заметного сбросообразования не наблюдается, но не исключается возможность существования крутых