Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

сбросов; на глубине около 20 км наблюдается уровень с пластовыми магматическими телами типа магматического тела Сокорро; в нижней коре преобладает пластичное (дуктильное) вытягивание; поверхность Мохо под рифтом относительно приподнята на 5-10 км; в подкоровой части литосферы разломы не установлены, но нельзя исключить их на-

386

СМГ)

Рис. 3.61. Схема строения Эгейского бассейна (я). Сейсмические про­ фили через некоторые рифтогенные бассейны (б) (Mascle, Martin, 1990).

Крапом показаны участки с мощным осадочным чехлом.

наличия с восточной стороны в зоне перехода к толстой литосфере Северо-Американской платформы.

К позднекайнозойским рифтовым зонам, сформировавшимся на «горячей» литосфере, можно отнести область Эгейского моря (рис. 3.61), район Паннонского бассейна, область Апеннинских Альп на севере Италии, синколлизионные рифтовые зоны Малой Азии, Ги- малаев-Тибета и т. д.

387

Постколлизионные коллапсные грабены формировались сразу после орогении на толстой «горячей» коре, а под толстой «горячей» корой со­ гласно теоретическим расчетам отсутствует жесткий подкоровый слой [Kusznir, Park, 1987]. Постколлизионные рифты обычно представлены полуграбенами, ограниченными одним главным листрическим сбросом, выполаживающимся на глубинах 5-20 км. Как правило, при их форми­ ровании использовались листрические надвиги, сформировавшиеся во время предшествующей коллизии (рис. 3.62).

Рис. 3.62. Интерпретация сейсмического профиля через бас. Нортум­ берленд в районе Срединной Долины Шотландии.

Главный разлом, ограничивающий бассейн, сформировался за счет скольжения по ка­ ледонской зоне надвига между комплексами аккреционной призмы и магматической дуги.

1 — пермь, 2 — карбон, 3 — аккреционный клин северного континента, 4 — ком­ плекс магматической дуги южного континента, 5 — зона погружающегося сейсмиче­ ского рефлектора (разлома), 6 — рефлекторы нижней коры [Gibbs, 1989].

В целом для рифтогенеза в областях с «горячей» тонкой дорифтовой литосферой характерны следующие особенности: (1) сбросообразование широко проявляется только в верхней коре толщиной 3-20 км;

(2) рифтовые бассейны обычно представлены полуграбенами с листрическими сбросами; (3) полуграбены могут образовывать субпараллель­ ные серии с общей полярностью или отдельные полосы со встречной полярностью, (4) детачмент-разломы четко выражены на глубинах 3-15 км, они или субгоризонтальные или пологонаклонные; (5) в средней и нижней коре преобладает вытягивание с вероятным разлинзованием час-

388

а

Сложные грабены

синтетичвско-синтетический синтетическо-антитетический антитетическо-антитетический

Рис. 3.63. а - б — схематизированные разрезы отдельных разрывных структур рифтовых зон. Сост. Л. М. Никишин.

Понятия листрический веер, встречный веер, дуплекс растяжения, отрицательная цветковая структура, домино заимствованы в [Park, 1988], названия сложных грабенов даны по [Rosendahl, 1987], типы полуграбенов частично даны по [Groshong, 1989].

Рис. 3.636 — см. стр. 390.

ти коры; (6) при сбросообразовании широко используются листрические коллизионные надвиги; (7) в плане рифтовые зоны образуют сложный геометрический рисунок, отдельные грабены относительно короткие, часто они не взаимопараллельны; (8) разломообразование в подкоровой части литосферы или не проявляется вовсе, или проявля­ ется только в краевых частях рифтовых зон.

389

региональное растяжение приводит к расколам литосферы, а послед­ ние — к декомпрессии мантии и росту плюма и соответственно куполь­ ного поднятия [Ziegler, 1990]. Е. Е. Милановским [1976] было обоснова­ но, что в случае щелевых рифтов вначале формируется грабен, а затем растут краевые полусводовые поднятия. Первоначальные представления об «активном» характере сводово-вулканических рифтовых зон стали оспариваться многими исследователями и в разных случаях намечались разные ситуации (рис. 3.64).

Рис. 3.64. Модели активного (я) и пассивного (&) рифтинга и после­ дующего океаногенеза.

а — сначала над плюмом возникает купольное поднятие, затем па нем формируют­ ся рифты, два из которых трансформируются в зону спрединга. 6 — пропагация оси раскола литосферы вызывает декомпрессию мантии и сводообразование в ранее разо­ гретой области, океаногенез происходит из-за пассивного раздвижения плит.

По наличию или отсутствию связи рифтогенеза и сводообразова­ ния, следуя Е. Е. Милановскому, но в несколько иной терминологии, можно выделить купольный рифтогенез (сводово-вулканический по Е. Е. Милановскому), т. е. рифтогенез, так или иначе пространственно

391

связанный с ростом купольных поднятий, и троговый рифтогенез в областях квазиравномерного воздымания или погружения (примерно соответствует щелевому рифтогенезу Е. Е. Милановского, но исполь­ зован иной термин из-за того, что морфологически не все рифты этого типа имеют щелевидную форму). Купольный рифтогенез можно раз­ делить на два класса: цепочечно-купольный и стадно-купольный.

Цепочечно-купольный рифтогенез — это рифтогенез вдоль цепоч­ ки купольных поднятий. Классический случай — это Красноморско- Эфиопско-Кенийский пояс рифтов. Для этих рифтов было показано [Казьмин, 1987; Bohannon et al., 1989; Berhe et al., 1987; Ebinger, 1989; WoldeGabriel et al., 1990], что рифтингу, возможно, предшествовало малоамплитудное воздымание, однако главная фаза сводообразования была синхронна с разломообразованием и несколько позже. По-види­ мому, именно рифтинг обусловил сводообразование. Цепочка Красно- морского-Эфиопского-Кенийского рифтов располагается на оконча­ нии мировой рифтовой системы и приурочена к границам литосфер­ ных плит с разным масштабом дивергенции. Дивергенция плит, а не сводообразование привела к рифтингу. В пользу этого убедительно свидетельствует тот факт, что в Кенийской рифтовой зоне на своде ко­ ра утоньшена до 30 км, а севернее свода в рифте Туркана — до 20 км [Maguire, Khan, 1990], т.е. величина растяжения вне свода была выше, чем на своде.

Стадно-купольный рифтогенез — это рифтогенез на купольных поднятиях или возле них в областях скопления купольных поднятий диаметром по 500-1 000 км с расстоянием между их центрами порядка 500-1 000 км. Такие скопления — это стадо поднятий Северной Аф­ рики: Ахоггар, Дарфур, Тибести и др. (рис. 3.65). С поднятиями Се­ верной Африки связан вулканизм, а грабенообразование проявлено очень слабо [Милановский, 1976].

Троговый рифтогенез бывает связан как с областями квазиравно­ мерного воздымания, так и с областями квазиравномерного погруже­ ния. Типичные представители первого класса — байкальская рифтовая зона и Западной ветвь Восточно-Африканской рифтовой системы. В этих случаях сразу после главной фазы рифтинга (разломообразования) параллельно некоторым впадинам выросли небольшие краевые асимметричные полусводовые поднятия [Милановский, 1976; Ebinger, 1989]. Эти поднятия, как правило, сопряжены с главными сбросами полуграбенов.

В условиях регионального погружения формировались триасовые рифты Северного моря. В Северном море в перми (особенно поздней) был морской осадочный бассейн. В триасе на фоне продолжающегося

392

Рис. 3.65. Распре­ деление позднекайно­ зойских активных областей Северной и

Экваториальной

Африки.

/ — вулканические области, 2 — рифтовые разломы, 3 — области поднятий, 4 — области максимальных поднятий.

< 5 П з S 3 4

регионального погружения образовались рифты Центральный, Ви­ кинг, Хорн. Воздымание плечей рифтов фиксируется локально, только возле участка незначительного вулканизма. Следующая средне-позд- неюрская фаза рифтинга уже сопровождалась ростом сводового байос- ко-батского поднятия шириной до 400-500 км и более значительного вулканизма [Ziegler, 1989].

Какова причина (причины) формирования купольных поднятий? Геологические данные показывают, что чем мощнее вулканизм рифтовой зоны, тем отчетливее проявляется куполообразование, т. е. суще­ ствует прямая связь между магматизмом и куполообразованием.

Возможны две основные причины куполообразования [White, McKenzie, 1989]: (1) воздымание из-за термального разуплотнения верх­ ней мантии в результате ее аномального разогрева; (2) воздымание из-за разуплотнения мантии в связи с вулканизмом. Оказывается, что если в верхней мантии базальтовая фракция уходит в расплав и транспортиру­ ется на поверхность, то оставшаяся деплетированная мантия несколько разбухает в объеме, так как плотность гарцбургита, олицетворяющего деплетированную мантию, меньше плотности лерцолита, олицетво­ ряющего недеплетизированную мантию. Количественные расчеты пока­ зывают [White, McKenzie, 1989], что и первый, и второй механизмы не­ зависимо друг от друга способны вызвать воздымание купола на сотни

393

метров. Чем больше был разогрев верхней мантии и чем активнее был магматизм, тем выше формируется купольное поднятие.

Далее стоит вопрос, что вызывает аномальный разогрев верхней мантии и что обусловливает магматизм? Обсуждаются две причины:

(1) автономное воздымание горячего мантийного плюма [Campbell, Griffiths, 1990]; (2) разогрев и частичное плавление вещества верхней мантии из-за растяжения литосферы и разломообразования [White, McKenzie, 1989]. Расчеты показывают, что оба механизма способны объяснить масштабы куполообразования и вулканизма.

Стада купольно-вулканических поднятий Северной Африки харак­ теризуются равномерным распределением по площади поднятий с расстоянием между их центрами, соизмеримыми с толщиной верхней мантии. Предположено, что они сформировались над областью верх­ немантийной конвекции Релея-Бенара [Никишин, 1990]. Вероятная справедливость такой модели обоснована теоретически [Rabinowicz et al., 1990]; показано, что под неподвижной или медленно двигающейся плитой в разогретой верхней мантии должна возникать конвекция Ре­ лея-Бенара с гексагональными ячейками, а под быстро двигающейся плитой — цилиндрическая.

Цепочки купольных поднятий Земли располагаются на зарождаю­ щихся дивергентных границах. В работе было отмечено, что для них рифтинг опережает главную фазу куполообразования. Предполагается, что именно декомпрессия мантии вызвала ее разогрев и образование «горячего пятна». Расчеты показывают [White, McKenzie, 1989], что чем выше была температура дорифтовой мантии, тем больше из нее можно выплавить базальтов в процессе адиабатической декомпрессии и тем выше может образоваться купольное поднятие. По величине температу­ ры дорифтовой мантии можно наметить три типа пассивного рифтогенеза: (1) рифтогенез на аномально холодной мантии; (2) рифтогенез на нормальной мантии, (3) рифтогенез на аномально горячей мантии. В первом случае адиабатическая декомпрессия верхней мантии может привести ее к нормальной температуре и вулканизм вообще не проявля­ ется. Во втором случае разогрев мантии вызывает предрифтовый и синрифтовый незначительный вулканизм и небольшое куполообразование. В третьем случае значительный разогрев верхней мантии обусловливает крупное куполообразование и крупномасштабный магматизм.

В работе было показано, что на Земле господствует пассивный рифтогенез и реализуются все три вышеперечисленных типа. В то же время полосы рифтогенеза приспосабливаются к ранее существовав­ шим областям аномально горячей мантии (древним астеносферным «ловушкам»), и зоны рифтогенеза, вероятно, всасывают под себя ве­

394

щество мантийных плюмов, т. е. в пассивном рифтогенезе на Земле может быть разная по величине доля активного рифтогенеза.

3.1.6. РИФТОГЕНЕЗ И ФОРМИРОВАНИЕ ПОСТРИФТОВЫХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ

Большинство осадочных бассейнов Земли сформировалось на месте древних континентальных рифтовых зон в результате пострифтового погружения. Общеизвестны примеры синеклиз платформ, в ос­ новании которых выявлены авлакогены.

Вопрос природы связи рифтогенеза и пострифтового погружения является одним из наиболее актуальных, и эта проблема активно дис­ кутируется в мировой литературе. Широко известны принципиально различающиеся модели образования пострифтовых бассейнов МакКензи, Е. В. Артюшкова и Вернике. В кратком разделе нет возможно­ сти широко коснуться всего спектра проблем, ниже будут только на качественном уровне изложены основные причины образования оса­ дочных бассейнов. Рассмотрим некоторые четкие примеры, указы­ вающие на вероятную роль тех или иных механизмов пострифтового погружения:

1.Области траппового магматизма (без рифтогенеза), формиро­ вавшиеся или без растяжения или в условиях слабого растяжения, по­ сле завершения вулканизма не испытывали заметного погружения, а оставались относительно приподнятыми областями (примеры — трап­ пы Сибирской платформы, траппы Декана, Параны, Кару).

2.Рифты с крупномасштабным вулканизмом («мокрые» рифты) не эволюционировали в крупные синеклизные осадочные бассейны (на­ пример, раннепротерозойский рифтовый пояс Печенга-Имандра- Варзуга, рифейские рифты Мидконтинент и Гардар, палеозойский рифт Осло (хотя нельзя исключать того, что их пострифтовые осадоч­ ные чехлы были сэродированы).

3.В крупные осадочные бассейны трансформировались рифтовые зоны без вулканизма или с относительно слабым вулканизмом («су­ хие» и «полусухие» рифтовые зоны). (Например, мезозойские рифты Северного моря).

4.В крупные осадочные бассейны переросли рифтовые зоны со значительным растяжением и утоньшением коры; лучшие примеры — пассивные окраины.

5.В крупные осадочные бассейны переросли палеорифтовые зо­ ны, рядом с которыми формировались орогены; примеры — Донбасс в карбоне, Прикаспийский бассейн в карбоне-перми.

395