Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)
.pdfИсходя из анализа изложенных выше примеров и известных моде лей бассейнообразования, рассмотрим роль следующих причин пострифтового бассейнообразования:
1. Разогрев и последующее охлаждение мантии под рифтовой зо
ной.
2.Необратимое растяжение литосферы.
3.Магматизм во всех формах его проявления в мантии, в коре, и в виде вулканизма.
4.Фазовые переходы в коре.
5.Латеральное перетекание жидкого астеносферного вещества.
6.Прогибание за счет седиментации.
7.Прогибание в связи с региональным сжатием.
Роль разогрева мантии может быть различной. Если рассмотреть ее в чистом виде, то в случае, когда образуется «горячее пятно» в верхней мантии над ним в коре из-за термального расширения веще ства мантии, образуется поднятие. После прекращения разогрева «го рячего пятна» его температура и объем возвращаются примерно в пер воначальное состояние и изостатический купол выравнивается с ок ружающим рельефом. В чистом виде разогрев и последующее охлаж дение мантии не приводят к образованию значительного осадочного бассейна (рис. 3.66).
Необратимое растяжение литосферы является одной из основных причин образования осадочного бассейна, как было показано Маккен зи [McKenzie, 1978].
Рассмотрим этот процесс в чистом виде. Пассивное растяжение литосферы приводит к ее шейкообразному утоньшению (последуем простой модели униформного утоньшения Маккензи) и рифтогенезу. Адиабатический подъем верхней мантии из-за декомпрессии под риф товой зоной обусловливает ее разогрев и термальное расширение. В конце фазы рифтинга система кора-мантия находится в изостатическом равновесии. После завершения растяжения и прекращения де компрессии вещество верхней мантии охлаждается до (для простоты) первоначальной температуры и, естественно, утяжеляется. Система выходит из изостатического равновесия и палеорифтовая зона испы тывает погружение (рис. 3.66). Количественно эта модель вслед за Маккензи анализировалась многими исследователями. Расчеты пока зывают, что чем больше была величина растяжения, тем больше вели чина пострифтового погружения.
В рамках модели Вернике, в которой рифт образуется в связи с формированием пологого срыва диагонально рассекающего литосфе ру, при пострифтовом охлаждении осадочный бассейн развивается не
396
Фронт разломообразования расширяет рифт
Мохо
Срыв вдоль неоднородности
Инверсия - подъем и эрозия
Дополнительное утонение нижней коры
Рис. 3.67. Две модели разломообразования в рифтовой зоне и после
дующего термального пострифтового погружения.
Модель а (Мак-Кензи) — пострифтовый бассейн образуется над зоной рифта; мо дель 6 (Вернике) — пострифтовый бассейн образуется не над самой зоной рифтового разломообразования [Coward, 1986].
398
чески это положение обосновано [Артюшков, 1993]. Вещество самого «пятна», истощенное базальтовой составляющей, вероятно, из лерцолита трансформируется в гарцбургит, при этом объем истощенного го рячего пятна должен увеличиваться, так как плотность гарцбургита несколько меньше плотности лерцолита. Этот положительный объем ный эффект согласно расчетам [White, McKenzie, 1989] способен обу словить подъем поверхности на сотни метров. Предположим, что все вещество магматической линзы в кровле горячего пятна вылилось на поверхность и внедрилось в кору, образуя трапповую (платобазальто вую) провинцию. В среднем суммарная толщина лав трапповых про винций составляет сотни метров-первые километры. Кристаллизация и охлаждение в коре и на поверхности магмы из магматической линзы «горячего пятна», вероятно, не приводит к значительному отрицатель ному объемному эффекту, но вызывает некоторое прогибание поверх ности. Известно, что трапповые провинции после завершения магма тизма испытывают подъем (по крайней мере не превращаются в глу бокие осадочные бассейны). Из этого следует, что эффект объемного расширения мантии за счет ее истощения превосходит или равен эф фекту объемного уменьшения базальтовой фракции из-за ее кристал лизации. Таким образам, в случае полного или почти полного опорож нения магматической линзы в кровле мантийного «горячего пятна» образования осадочного бассейна не происходит, а наоборот, вероятно, образуется небольшое поднятие.
Теперь предположим, что все вещество базальтоидного расплава в кровле «горячего пятна» мантии не транспортировалось на поверх ность, а осталось в магматической линзе и в процессе общего охлаж дения там раскристаллизовалось. Согласно Рингвуду [1981], при дав лениях более 22-25 Кбар и температурах более 1200 °С (условия, ве роятные в кровле «горячего пятна» мантии под нормальной и толстой литосферой) при кристаллизации базальтовый расплав превращается в эклогит с аномально большой для верхней мантии плотностью 3.5 г/см3 (рис. 3.68). Эклогитовая линза может резко утяжелить подко ровую мантию и вызвать прогибание коры с образованием осадочного бассейна [Никишин, 1992; Лобковский и др., 1993]. Величина этого прогибания зависит от мощности эклогитовой линзы и точно не рас считан из-за неопределенности величин параметров. Таким образом, можно предполагать, что если базальтовый расплав кристаллизуется выше раздела габбро-эклогитового перехода, то за счет магматизма не происходит заметного прогибания коры, а если ниже и в небольших объемах — это может служить причиной бассейнообразования. Соот ветственно возможны любые промежуточные варианты.
399
Кора
Мантия
f ' Частичное ч
\ . плавление'ч
v•
V. ■ . . ■ '/
Рис. 3.68. Возможная роль магматизма в образовании купольных под нятий (в а р и а н т I) и осадочных бассейнов (в а р и а н т II) [Никишин, 1992|.
Возможная роль фазовых переходов в веществе коры давно обсу ждается как одна из причин образования осадочных бассейнов в рабо тах Е. В. Артюшкова [1993]. Предполагается, что в силу ряда причин в условиях флюидного потока габброиды могут перейти в эклогиты с резким утяжелением коры, что ведет к ее погружению. Рингвуд [1981] считает, что в коре в заметных масштабах вероятность этих превраще ний крайне мала. Геологических строгих подтверждений этим процес сам нет и вопрос остается открытым. Известно, что трапповые про винции с вероятным наращиванием коры снизу габброидами и, на пример, палеорифт Мидконтинент с мощной нижнекоровой базальтоидной линзой (рис. 3.29) не превратились в синеклизы; это свидетель ствует скорее в пользу того, что под ними в коре габброиды не транс формировались в эклогиты. В целом роль фазовых переходов в лито сфере может быть значительной, но эта проблема трудно решается в связи с тем, что трудно представить какие процессы протекают в ни зах коры и литосферы.
Известно, что под рифтами в астеносфере вещество находится в частично расплавленном состоянии и степень плавления превышает первые проценты. Л. И. Лобковский [1988] теоретически показал, что жидкое вещество астеносферы способно латерально фильтроваться и перемещаться на большие расстояния в сторону меньших давлений. Рассмотрим следующую теоретическую ситуацию (рис. 3.69). Образо валось тройное сочленение континентальных рифтов, под каждым из
400
каспийской впадины формировались Уральский и Скифский орогены. Прикаспийский бассейн стал форландовым бассейном этих орогенов типа широкого краевого прогиба. По-видимому, Прикаспий находился в состоянии сжатия. Можно предполагать, что значительное карбоно во-пермское погружение Прикаспийского бассейна было вызвано синкомпрессионным вдавливанием вниз его литосферы. Значительное олигоцен-четвертичное погружение Черноморского бассейна, который был предположительно меловой зоной рифтогенеза, также можно объяснить синкомпрессионным вдавливанием его литосферы.
Таким образом, можно выделить следующие причины пострифтового погружения: (1) охлаждение верхней мантии и литосферы;
(2) кристаллизация тяжелого эклогита ниже уровня габбро-эклогито- вого перехода; (3) латеральная фильтрация астеносферного вещества;
(4) синкомпрессионное вдавливание литосферы бассейна во время коллизионных событий на границах литосферных плит. Пострифтовое погружение усиливается нагрузкой на литосферу из-за седиментации. Наиболее глубокие бассейны сформируются там, где все факторы дей ствуют совместно.
3.1.7. РИФТОГЕНЕЗ И МАГМАТИЗМ
Связь процессов рифтогенеза и магматизма охарактеризована в работах Е. Е. Милановского [1976], Н. А. Логачева [1977], А. Ф. Гра чева [1977], В. Г. Казьмина [1987], Е. Г. Мирлина [1985], 3. М. Ляшкевич [1987], А. В. Разваляева [1988] и др. По характеру вулканизма за метно различаются купольно-вулканические (сводово-вулканические) и рифтовые зоны иных типов. Для первых наблюдается значительный дорифтовый и синрифтовый вулканизм. Для вторых вулканизм или не установлен, или слабо выражен.
По-видимому, для всех купольно-вулканических рифтовых зон планет фиксируется предрифтовый вулканизм. Это, например, рифто вые зоны Эфиопская, Кенийская, Красноморская. Для предрифтового вулканизма типичен платовулканизм и вулканизм щитовых вулканов.
Синрифтовый вулканизм типичен в значительных масштабах для купольно-вулканических рифтов и в меньших масштабах для троговых (щелевых) рифтов. Для синрифтового вулканизма характерен вул канизм центрального, трещинного и реже щитового типов.
Реология литосферы оказывает важное влияние на характер пред рифтового и синрифтового магматизма [Никишин, 1989]. Рассмотрим модель последовательного прогрева литосферы на фоне ее слабого растяжения с целью анализа возможного характера магматизма рифто-
404
вой зоны. Анализ рис. 3.72 показывает, что должны различаться два случая магматизма: (1) магматизм в условиях мощной литосферы с двумя высоковязкими (хрупкими) верхнекоровым и подкоровым слоя ми; (2) магматизм в условиях тонкой литосферы с одним высоковяз ким верхнекоровым слоем.
Рис. 3.72. Модель изменения реологии континентальной литосферы при ее разогреве и характера вулканизма центрального типа на разных стадиях.
1-4 — слои литосферы: 1 — хрупкая кора, 2 — пластичная кора, 3 — хрупкий верхнемантийный слой, 4 — пластичный верхнемантийный слой; 5 — астеносфера; б — магматические диапиры и пути их всплывания; 7 — вулканы; 8 — кальдера. По [Никишин, 1989].
Литосферу в первом случае можно рассматривать как сравнительно жесткую литопластину конечной прочности, лежащую на эффективно жидкой астеносфере. Согласно теоретическому анализу подобной сис темы [Мухамедиев, Никитин, 1986] в условиях растяжения в такой ли тосфере возникает так называемая хрупкая неустойчивость и литопластина рассекается многочисленными трещинами. По этим трещинам из астеносферы может дренироваться магма и иметь место платовулканизм. Если в процессе разогрева астеносферы конвективное перемеши вание вещества приведет к формированию в ее кровле магмонасыщен ного слоя с плотностью меньшей, чем у вышележащей литосферы, то на границе литосфера-астеносфера возникнет гравитационная неустойчи вость Релея-Тейлора. Эта неустойчивость приводит к всплыванию в
405