Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

пластичную литосферу разуплотненного вещества, насыщенного жид­ кой фазой. Уровень всплывания таких диапиров ограничивается сверху высоковязким подкоровым слоем. Выше магма может подниматься по отдельным каналам, приводя к формированию вулканов центрального типа. Таким образом, в этом случае возможна смена ареального тре­ щинного вулканизма на вулканизм центрального типа.

Подъем магмы над очагом по каналу в литосфере происходит за счет

ее естественной плавучести [Теркот, Шуберт, 1985]. Предел высоты подъема магмы определяется достижением равенства гидростатическо­ го давления столба магмы на магматический очаг и литостатического давления вышележащей литосферы на тот же очаг. Отсюда следует, что модельная предельная высота вулкана, образованного магмой над по­ верхностью Земли, равна произведению мощности литосферы над оча­ гом на разность плотности литосферы и магмы, деленному на плотность магмы. Следовательно, чем глубже находится магматический очаг, тем более высокой, при прочих равных условиях, может оказаться возник­ шая над ним вулканическая постройка. Значит, чем мощнее литосфера, тем теоретически выше на ней может сформироваться вулкан.

Согласно теории диапирообразования [Теркот, Шуберт, 1985] и экспериментальным данным [Рамберг, 1985] расстояние между диапирами при прочих равных условиях прямо пропорционально мощности верхнего более плотного слоя. Значит, если на границе литосфераастеносфера возникает гравитационная неустойчивость, то расстояние между диапирами и вулканами над ними будет больше при большей мощности литосферы, и наоборот.

Во втором случае (при отсутствии подкорового высоковязкого слоя) литосферу также можно рассматривать как относительно жест­ кую, но более тонкую литопластину, лежащую на эффективно жидкой астеносфере. При ее растяжении также появится хрупкая неустойчи­ вость, создающая возможность для проявления трещинного вулканиз­ ма. Если, при этом на границе литосфера-астеносфера возникнет гра­ витационная неустойчивость Релея-Тейлора, то магматические диапиры могут беспрепятственно подниматься до уровня высоковязкого (хрупкого) верхнекорового слоя. Поскольку эти диапиры сравнительно тесно приближены к поверхности, то магматические колонны не могут высоко подниматься над земной поверхностью. В этих условиях должны создаваться низкие вулканические постройки. С другой сто­ роны, малоглубинные магматические очаги нарушают прочность коры и создают возможности для образования крупных кальдер проседания. Значит, в условиях данного случая вероятно формирование вулканиче­ ских центров с кальдерами.

406

Состав образующейся в астеносфере магмы определяется главным образом степенью плавления вещества верхней мантии, его составом и давлением. В условиях хрупкой неустойчивости литосферы и трещин­ ного платовулканизма магма быстро выводится на поверхность и про­ исходят излияния недифференцированных или слабодифференциро­ ванных серий. Но если на границе литосфера-астеносфера создается гравитационная неустойчивость и формируются магматические диапиры, то родоначальная магма может проходить в них более полную дифференциацию и обусловливать петрохимически более разнообраз­ ный вулканизм. Это вытекает из того, что магматические диапиры медленно всплывают в пластичной среде нижней литосферы. В ходе этого всплывания в них может иметь место внутриочаговая диффе­ ренциация и ассимиляция вмещающих пород литосферы (особенно в коре). При этом в случае отсутствия высоковязкого подкорового слоя путь всплывания магматических диапиров оказывается более длин­ ным, и он проходит в более кислой среде.

Вероятную справедливость изложенных выше представлений по­ пытаемся иллюстрировать эволюцией магматизма континентальных рифтовых зон купольно-вулканического (сводово-вулканического) ти­ па (рис. 3.73, 3.74). На примерах рифтовых зон Эфиопской, Кений­ ской, Афарской, Осло и др. отчетливы проявления предрифтового и синрифтового (рифтового) вулканизма. К предрифтовому этапу отно­ сятся малообъемный карбонатитовый и щелочно-ультраосновной вул-

Рис. 3.73. Вулкани­ ческие области в Вос­ точной Африке на додрифтовой реконструк­ ции [Berhe et al., 1987].

1 — верхний миоцен,

2 — олигоцен-миоцен, 3 — эоцен, 4 — рифты.

407

чает разнообразный по составу преимущественно щелочной вулка­ низм центрального и трещинного типов (трахиты, базальты, игнимбриты, щелочные риолиты, фонолиты, пантеллериты, комендиты, оливиновые базальты и т. д.) и реже вулканизм центрального типа по­ вышенной щелочности вне зон рифтов. В случае перерастания конти­ нентального рифтогенеза в океанический рифтовый вулканизм эволю­ ционирует в сторону толеитового.

На примере Кенийской рифтовой зоны было показано, что в про­ цессе ее развития происходило утонение литосферы от более 100 до менее чем 40 км; при этом дорифтовый вулканизм был обусловлен ге­ нерацией магмы на глубинах 100—40, а рифтовый — менее 40 км [Ни­ кишин, 1989]. Вывод об утонении литосферы и уменьшении глубины магмогенерации в ходе рифтогенеза можно распространить на другие рифтовые зоны купольно-вулканического типа. Имеющиеся экспери­ ментальные и сейсмологические данные свидетельствуют в пользу то­ го, что в тех случаях, когда мощность континентальной литосферы рифтовой зоны составляет более 30-50 км, в ее разрезе имеется под­ коровый верхнемантийный хрупкий слой, а в случаях меньшей мощ­ ности литосферы рифтовой зоны этот слой в ней отсутствует.

Для обоснования смены характера магматизма рассмотрим модель стадийности эволюции купольно-вулканической рифтовой зоны, про­ текающей на фоне растяжения литосферы и воздымания астеносферы (рис. 3.74).

Стадия А. Начало растяжения мощной четырехслойной литосфе­ ры. Сначала на больших глубинах в условиях малой степени плавле­ ния астеносферы формируется щелочно-ультраосновная и карбонатитовая магма, затем в условиях возрастающей степени плавления ще­ лочно-базальтовая (или фонолитовая, или трахитовая, или континен- тально-толеитовая в зависимости от конкретных условий). Хрупкая неустойчивость литосферы определяет ареально-трещинный характер вулканизма. Примеры — ареальные лавовые плато начальных стадий развития Кенийской и Эфиопской рифтовых зон.

Стадия Б. Конвекция в астеносфере приводит к возникновению в ее кровли «горячего» разуплотненного слоя с плотностью меньшей, чем плотность вышележащей литосферы. В условиях гравитационной неустойчивости начинается формирование мантийных диапиров. Диапиры всплывают в пластичной литосфере, над ними развиваются вул­ канические постройки, сложенные более «пестрыми» в петрохимическом отношении образованиями, чем на предшествующей стадии платовулканизма. Пример — Эфиопская рифтовая зона, где формирова­ ние платовулканического комплекса завершилось развитием много­

409

численных щитовых вулканов высотой до 1-2 км [Казьмин, 1987]. В плане они распределены равномерно на среднем расстоянии 130-150 км один от другого, что позволяет предполагать их развитие над маг­ матическими диапирами. Если использовать упрощенный вариант теории диапирообразования [Теркот, Шуберт, 1985] для системы разу­ плотненная кровля астеносферы-литосфера, то предполагаемая мощ­ ность литосферы будет равна расстоянию между диапирами, деленно­ му на 2.57. Отсюда мощность литосферы приближенно можно оце­ нить в 55 км. Это не противоречит вышеизложенным построениям.

Стадия В. По мере воздымания кровли астеносферы и рифтогенеза под ее максимально приподнятой частью подкоровый хрупкий слой пе­ реходит в пластичное состояние и литосфера становится двухслойной. В условиях растяжения происходит последовательное шейкообразное уто­ нение нижней пластичной литосферы под зоной рифта, а в верхней так­ же утоняющейся хрупкой коре формируется сложная структура рифтовой долины. Астеносфера под зоной рифта относительно максимально прогрета и в ее кровле скапливается разуплотненное вещество. Его диапировое всплывание приводит к формированию цепочки магматических интрузий на глубине и вулканов на поверхности. Малая прочность верх­ некорового хрупкого слоя обусловливает широкое развитие кальдер проседания. По мере утонения литосферы расстояние между магмати­ ческими центрами уменьшается. Дальнейшее растяжение литосферы должно привести к разрыву континентальной коры и магматической ак­ креции океанической коры. Известно, что степень утонения коры и ли­ тосферы в ряду Кенийский рифт, Эфиопский рифт, впадина Афар уве­ личивается. В этом же ряду последовательно уменьшается расстояние между вулканами и кальдерами вдоль рифтов (магматическими диапи­ рами на глубине): в Кенийском рифте — 40-50, в Эфиопском — 30-40, в Афаре — менее 20 км. На стадии В на флангах рифтовой зоны могут формироваться крупные вулканы, так как там сохраняется подкоровый высоковязкий слой. Согласно теоретическим расчетам [Bridwell, Potzick, 1981 ] в подкоровой мантии вязкость пород на расстоянии более 10 км от оси рифта превышает вязкость пород в том же слое мантии под рифтом на 3-4 порядка. Примеры — вулканы центрального типа Кении, Кили­ манджаро и др. на восточном фланге Кенийской рифтовой зоны.

В последние годы для многих рифтовых зон установлены призна­ ки магматического наращивания коры снизу (андерплейтинга). Это яв­ ление находит простое объяснение в случае отсутствия подкорового жесткого слоя. В этих условиях поднимающиеся из астеносферы маг­ матические диапиры, всплывая в эффективно жидкой среде нижней части литосферы и доплывая до плотностной границы Мохо, могут ис-

410

рифтовые системы). Они формировались вдоль более ранних коллизи­ онных поясов с медленной скоростью на фоне или преобладающего погружения (Северо-Атлантическая рифтовая система) или слабого поднятия (Центрально-Гондванская рифтовая система) со слабым или отсутствующим вулканизмом. Данные рифтовые системы рассекали суперконтинент на несколько частей. Можно обсуждать три возмож­ ных причины доокеанского рифтогенеза: (1) слабое пассивное растя­ жение всего суперконтинента, реализовывавшееся в виде континен­ тального рифтинга в ослабленных поясах — древних коллизионных зонах; (2) термальный перегрев верхней мантии суперконтинента из-за отсутствия эффективного способа выноса тепла, приводивший к разу­ плотнению мантии с возможными фазовыми переходами с положи­ тельными объемными эффектами; (3) «авторазвитие» из-за всплыва­ ния и растекания в стороны легкого вещества, субдуцированного в процессах закрытия коллизионных поясов.

Синокеанический рифтогенез, т. е. рифтогенез, связанный с рас­ крытием океанического бассейна, определенно обусловлен пропагацией осей раскола от срединных хребтов в стороны континентов. На примерах раннемеловых и кайнозойских рифтов Африки показано, что заложение континентальных рифтов было позже начала пропагации оси раскола в суперконтинент. Ранее преобладали представления, что раскол континентов начинается с образования тройных сочлене­ ний рифтов над горячим пятном мантии [Берк, 1981; Мирлин, 1985]. Теперь более реальным считается, что раскол литосферы вызывает образование тройного сочленения рифтов над зоной повышенной де­ компрессии и более раннего аномального разогрева. В дальнейшем вдоль двух рифтов происходил раскол литосферы, а третий прекращал активное развитие (рис. 3.646).

На Земле из-за разнообразного характера относительного переме­ щения плит в плитах возникают и широкие, и локальные зоны растя­ жения. Например, между Северо-Американской и Тихоокеанской пли­ тами из-за неровности в плане сдвиговой границы возникла широкая зона правосдвиговых напряжений. В этой сдвиговой зоне образова­ лись диагонально ориентированные многочисленные континенталь­ ные рифты вдоль направления ортогонального оси максимального растяжения (рис. 3.76а).

В коллизионных поясах в процессе общего сжатия возникают мно­ гочисленные участки локального растяжения; можно выделить четыре основных типа синколлизионных рифтов: импактогены, клинорифты, присдвиговые бассейны типа pull-apart и присдвиговые кулисные се­ рии грабенов (рис. 3.766).

412

а

Рис. 3.76. Рифтогенез в зоне сдвиговой границы плит (я). Типы синколлизионного рифтогенеза (б).

Импактогены возникают в зонах лобового столкновения вдоль оси максимального сжатия за счет расползания в стороны коры форланда вдоль оси максимального растяжения. Примеры — Рейнский грабен и грабены Гималаев-Южного Тибета.

Клинорифтовые зоны образуются перед фронтом зоны коллизии из-за веерообразного расщепления векторов движения плиты, приспо­ сабливающихся к границам коллизионного пояса. Вероятно, эти век­ торы стремятся быть ортогональными зонам субдукции как зонам вса­ сывания литосферы. Классический пример — Пантеллерийский гра­ бен (рифтовая система) в Средиземном море.

Присдвиговые бассейны типа pull-apart возникают в коллизионных областях из-за неровностей сдвиговых зон. При скольжении вдоль по­ следних в зонах изломов сдвигов в плане образуются области растя­ жения или сжатия. Классический пример — Байкальский рифт.

4] 3

тинентального рифтогенеза (например, на границе перми и триаса). Вероятно, в истории Земли были глобальные тектоно-магматические события с резким усилением масштабов континентального рифтогене­ за. Но пока рано давать им полную характеристику и объяснение и об­ суждать, а что же было в то время в океанических бассейнах (напри­ мер, пермо-триасовых), так как их кора на данный момент времени полностью субдуцирована.

Таким образом, можно выделить пять основных причин рифтинга, которые могут комбинироваться друг с другом: (1) относительные пе­ ремещения литосферных плит, вызывающие «пассивный» рифтинг в разных формах и спрединг (главная причина рифтогенеза); (2) рост купольных поднятий над горячими пятнами мантии, приводящий к «активному» рифтингу (в слабой форме); (3) флексурный изгиб лито­ сферы из-за приложенной вертикальной нагрузки (в слабой форме);

(4) глобальное или региональное расширение (допускается в незначи­ тельных масштабах); (5) гравитационное расползание орогенных под­ нятий.

3.2.ОСАДОЧНЫЕ БАССЕЙНЫ КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ

3.2.1.ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ

Краевые прогибы — это осадочные бассейны тектонической при­ роды, развивающиеся между формирующимся складчатым орогеном и сопряженной стабильной областью с континентальной корой. В ти­ пичном выражении краевые прогибы — это предгорные осадочные бассейны, однако в общем виде предгорный прогиб понятие более уз­ кое и отражает наиболее яркую и очевидную стадию развития краево­ го прогиба. В литературе встречается несколько терминов, которые по сути являются синонимами понятия краевой прогиб, но описывают его какую-либо особую черту: предгорный прогиб (бассейн), передовой прогиб, форландовый бассейн. Краевые прогибы изучались многими исследователями. Нужно отметить работы Н. С. Шатского [1963, 1964], А. А. Богданова [1976], Ю. М. Пущаровского [1959], В. Е. Хай­ на [1950, 1964; Хайн, Ломизе, 1995], Е. Е. Милановского [1968, 1996; Милановский, Хайн, 1963], Н. В. Короновского и др. [1987], Б. А. Со­ колова и др. [1990], Т. Т. Казанцевой, Ю. В. Казанцева, М. А. Камалетдинова, А. И. Загребиной [1996].

Краевые прогибы по простиранию могут исчезать или трансфор­ мироваться в другие структуры. Наиболее типичен переход по прости­

415