Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

ной-Западной Европы также был связан с мантийным плюмом. Не от­ рицая возможную роль мантийных плюмов в орогенных впадинах данного типа, следует отметить, что момент подъема этого плюма точ­ но соответствует эпохе коллапса орогена. Поэтому можно допустить, что именно при коллапсе орогенов и утонения под ними коры и лито­ сферы горячее верхнемантийное вещество накапливается под лито­ сферой бывшего орогена. При коллапсе орогена межгорные орогенные впадины фактически становятся зонами растяжения литосферы. Поэтому в дальнейшем после фазы разломообразования они испыты­ вают погружение в связи с охлаждением литосферы (т. е. пострифтовое погружение). Так как орогенные впадины находятся в областях с активной тектоникой, то их история часто усложняется дополнитель­ ными фазами растяжения, сжатия, сдвигообразования и т. д.

Орогенные впадины, наложенные на остаточные глубоководные бассейны орогенического пояса (остаточны е впадины ), также имеют широкое распространение в складчатых областях. Классическим при­ мером является мезозойская Зырянская впадина в Верхояно-Колымской области [Зоненшайн и др., 1990; Милановский, 1991]. В келловееранневолжском времени примерно вдоль современного хребта Черского формировался Уяндино-Ясачненский магматический субдукционный пояс [Зоненшайн и др., 1990]. К востоку от него в зоне аккреционной призмы формировались глубоководные флишоидные вулканогенно­ осадочные толщи. Примерно на границе юры и мела зона субдукции трансформировалась в коллизионную зону и начался региональный оро­ генез. На этом фоне зона бывшей аккреционной призмы (или по край­ ней мере ее часть) стала интенсивно погружаться и заполняться нижне­ меловой песчано-алевролитовой толщей с лимническими углями. Мощ­ ность толщи не менее 3-8 км. Толща образовала молассовый межгор­ ный орогенный бассейн. Причина образования молассового бассейна на фоне сжатия — предположительно вдавливание вниз тяжелой литосфе­ ры. Действительно, при окончании субдукции субдуцируется относи­ тельно наиболее древняя, а значит, и наиболее тяжелая литосфера. Эта океаническая литосфера реологически более прочная, чем сопряженная континентальная литосфера. В данных условиях, при сильном сжатии остаточный осадочный бассейн на океанической или утоненной конти­ нентальной литосфере может вдавливаться вниз, так как на него надви­ гаются более пластичные фрагменты более толстой и мягкой континен­ тальной литосферы (рис. 3.103).

В пределах Западно-Европейских варисцид многие орогенные молассовые впадины залегают на остаточных бассейнах «геосинклинальной» стадии развития орогенического пояса. Например, зона Рейн-

расположенный между Карпатами и Динаридами. В пределах данного бассейна главная складчатость имела место в эоцене-раннем олигоце­ не и сопровождалась движением Закарпатских террейнов Тисза и Ал­ кала в сторону Карпат. Под Карпатский пояс до олигоцена включи­ тельно со стороны Восточно-Европейской платформы была направле­ на зона субдукции [Dercourt et al., 1993]. К концу олигоцена произош­ ла коллизия во всем Карпато-Динаридском регионе, и субдукция за­ хлопнувшегося океана больше продолжаться не могла [Dercourt et al., 1993; Meulenkamp et al., 1996]. Зона субдукции имела какой-то наклон (допустим, 45 °), субдукцированная часть литосферы находилась соот­ ветственно в наклонном положении, она имела аномально повышен­ ный вес по сравнению с окружающей верхней мантией, скорость суб­ дукции стала при коллизии резко затухать. Это привело к вращению субдуцированной части литосферы к субвертикальному состоянию и растяжению над зоной субдукции. Соответственно в пределах Паннонского бассейна в миоцене сформировалось большое количество грабенов и имел место мантийный магматизм. К концу миоцена про­ цесс рифтогенеза в основном закончился (субдукция стала субверти­ кальной и вращение субдуцированной литосферы назад завершилось) и регион стал испытывать региональное пострифтовое термальное по­ гружение [Horvath, Cloetingh, 1996] (рис. 3.104). Было также предпо­ ложено [Hsui et al., 1990], что при вращении субдуцированной части литосферы к субвертикальному состоянию в ней на разных глубинах (в основном около 400 км) происходят фазовые переходы, заметно утяжеляющие субдуцированную часть литосферы. Данное утяжеле­ ние, вероятно, приводит к убыстрению погружения субдуцированной литосферы и соответственно к декомпрессии над ней в верхней ман­ тии. Показано [Hsui et al., 1990], что это может привести к дополни­ тельному погружению задугового бассейна. В современное время Паннонская впадина испытывает сжатие, и неравномерное погруже­ ние ее литосферы объясняется пологой общелитосферной складчато­ стью с максимумом погружения в областях предполагаемых общели­ тосферных синклиналях [Horvath, Cloetingh, 1996]. В целом при кол­ лизии континентов с неровными границами (а практически все конти­ ненты имеют неровные границы) в моменты прекращения субдукции бывает фаза отката назад и вращения субдуцированной части лито­ сферы назад, которая может приводить к фазе регионального растяже­ ния в какой-то области на фоне общей региональной коллизии. Это растяжение приводит к рифтогенезу разных масштабов (вплоть до раскрытия бассейнов с океанической корой, как это имеет место в Тирренском и Эгейском бассейнах в Средиземноморье).

451

Рис. 3.104. Вероятная модель образования задуговых орогенных впа­ дин типа паннонской.

а -в — последовательность событий.

Существует особый тип межгорных впадин (синорогенные кол- лапсно-деламинационные), которые образуются на фоне общего орогенеза, но в них формируются очень тонкая континентальная кора (10-15 км) и глубоководный морской бассейн. Типичный пример — современная Альборанская впадина Западного Средиземноморья, к северу от которой располагается альпийский ороген Бетских Кордиль­ ер, а к югу — также альпийский ороген Марокканского Рифа [Мила-

452

новский, 1987; Vissers et al., 1995; Docherty, Banda, 1995]. В схематизи­ рованном виде альпийская история региона предполагается следую­ щей [Dercourt et al., 1993; Vissers et al., 1995; Docherty, Banda, 1995]: в доолигоценовое время в полосе современных орогенов и Альборанского бассейна был неширокий бассейн с океанической корой в цен­ тральных областях; в конце олигоцена-начале миоцена сближение Африки и Иберии привело к образованию во всей области коллизион­ ного орогена; с конца миоцена и особенно в плиоцене осевая часть орогена испытала растяжение и обрушение с образованием впадины Альборанского моря с утоненной континентальной корой (до 10-15 км) бывшего орогена, а при этом деформации сжатия продолжились к югу и северу от зоны данного растяжения и обрушения. Для объясне­ ния происхождения Альборанского бассейна предлагалось много ги­ потез, но в последние годы с учетом данных сейсмотомографии пре­ обладают модели с деламинацией (отслоением и последующим по­ гружением мантийной части литосферы) [Docherty, Banda, 1995] (рис. 3.105). При закрытии без субдукции небольшого океанического бассейна в итоге происходит столкновение двух литосфер палеокон­ тинентов с утолщенной мантийной частью литосферы. Коллизия спо­ собствует тектоническому расслоению реологически неоднородной литосферы, в ходе которой происходит отслоение тяжелой мантийной части литосферы от более легкой коры в одном из блоков (по крайней мере). Тяжелая мантийная часть литосферы начитает тонуть в более легкой астеносфере и при этом продолжать отслаиваться от коры. Процесс в миниатюре напоминает вращение субдуцированной части литосферы. Под кору орогена внедряется горячее астеносферное ве­ щество, способствуя магматизму. Деламинация с вращением отслоен­ ной части литосферы приводит к растяжению коры над зоной деламинации и обрушению осевой части бывшего орогена. Основная про­ блема данного механизма — как объяснить утонение коры в ходе ее растяжения более чем в два раза, т. е. необходимо значительное растя­ жение на фоне общей медленной коллизии материков. Одно вероятное объяснение состоит в том, что при деламинации мантийной части ли­ тосферы ее центр масс перемещается в сторону одного из континен­ тов, вызывая декомпрессию в астеносфере и растяжение коры. В це­ лом процессы вероятной деламинации мантийной части литосферы пока слабо изучены, но они, по-видимому, играют важную роль в об­ разовании осадочных бассейнов.

Заканчивая рассмотрение межгорных (орогенных) впадин, можно сделать выводы, что они формируются как в обстановке сжатия, как и растяжения с разной ролью сдвиговой тектоники. Их объединяет то,

453

ны сжатия и впадины, наложенные на остаточные глубоководные бас­ сейны, в эпоху после завершения складчатости и максимума сжатия ороген испытывает коллапс и в его пределах формируются многочис­ ленные впадины растяжения, погружение которых часто сопровожда­ ется вулканизмом пестрого состава. Особое положение имеют задуговые орогенные впадины, которые могут испытывать синрифтовое по­ гружение на фоне региональной коллизионной тектоники, и бассейны, генетически связанные с деламинацией мантийной части литосферы.

Трудно провести границу между типичными рифтами и коллапсными орогенными впадинами. Одни и те же структуры можно назы­ вать одновременно и рифтовыми, и межгорными. Но типичные конти­ нентальные рифты обычно входят в планетарную систему рифтов, а межгорные впадины имеют локальное распространение.

3.4. ОТРЫВ СУБДУЦИРОВАННОГО ЛИТОСФЕРНОГО ТЕЛА (СЛЭБА) И НИЖНЕЙ ЧАСТИ ЛИТОСФЕРЫ КАК ОДНА

ИЗ ПРИЧИН МАГМАТИЗМА

Магматизм в общем виде связан с частичным плавлением в верх­ ней мантии и/или в коре и приурочен как к областям растяжения, так и к областям сжатия. Рассмотрим вероятные причины синорогенного (синколлизионного) вулканизма на примере Кавказа и причины посторогенного вулканизма на примерах родлигенда Западной Европы и пермо-триаса Западной Сибири. Одна из выдающихся черт кавказской орогении — это крупномасштабный синколлизионный вулканизм [Милановский, 1968; Милановский, Короновский, 1973]. Главная вул­ каническая область располагается непосредственно между Большим Кавказом и Аравийским выступом в зоне максимального сжатия и сближения плит (Армянское вулканическое плато и другие районы). Основные черты вулканизма области Малого Кавказа следующие [Милановский, 1968; Милановский, Короновский, 1973; и др.]: вулка­ нические породы перекрывают различные тектонические единицы альпид; состав вулканитов варьирует от базальтов и андезитов до рио­ литов и игнимбритов (это означает, что разогрев и плавление имели место и в верхней мантии, и в коре); вулканизм начался в массовом объеме примерно 10-7 млн лет назад (с позднего сармата) после глав­ ных деформаций сжатия; вулканизм имел место в основном в области неотектонического воздымания и высокого плато.

Для объяснения синколлизионного вулканизма принимаем сле­ дующие вероятные предположения: во время вулканизма литосфера

455