В предыдущей главе отмечалось, что к рифтогенным бассейнам кроме континентальных относятся также бассейны пассивных окраин и задуговых морей, поэтому в целом они составляют абсолютное большинство осадочных нефтегазоносных бассейнов как в России (Kleshev and Sein, 1996), так и во всём мире (Ziegler, 1996a,b; Newman and White, 1997; Ziegler and Cloetingh, 2004) и именно с ними связана большая часть месторождений углеводородов мира. Утонение коры является наиболее характерным процессом в истории формирования рифтогенных бассейнов. Оно может достигаться как растяжением литосферы, традиционно ассоциируемым с рифтогенезом (McKenzie, 1978; 1981; Ziegler and Cloetingh, 2004), так и эрозией коры снизу при переходе гранулитовых фаций нижней коры в эклогитовые (Артюшков и др., 1979; Артюшков и др., 1982). Эти процессы и будут предметом обсуждения в настоящей главе.
2 .1 Растяжение литосферы как причина погружения рифтогенных осадочных бассейнов
В первых моделях рифтогенных бассейнов процессы растяжения и прогревания литосферы предполагались мгновенными, и считалось, что в дальнейшем формирование осадочной толщи бассейнов проходит в условиях остывания литосферы без её растяжения и тепловой активизации (McKenzie. 1978; 1981). Однако, анализ кривых погружения поверхности фундамента большого числа рифтогенных бассейнов мира, включая Восточно-Баренцевоморская впадину, север норвежского шельфа, Северное море и другие осадочные бассейны, показывает, что этапы растяжения и термической активизации литосферы оказываются достаточно длительными и повторяются в истории бассейнов неоднократно (табл. 2-1, 3-1; Takeshita, Yamaji 1990; Newman and White, 1997; Ziegler and Cloetingh, 2004). В частности, вслед за первым событием растяжения, связанным с начальным эпизодом рифтогенеза, через периоды времени 40-100 млн лет могли следовать дополнительные этапы растяжения литосферы бассейна с амплитудой 1.03-1.2 (Huismans et al., 2001). Деформации, сопровождающие эти эпизоды растяжения, достаточно медленные, так что кондуктивнsй теплоперенос значительно преобладает над конвективным вкладом от деформаций растяжения литосферы. Многие бассейны испытали растяжение на начальных этапах своей эволюции (Московская синеклиза, Западная Сибирь, Чад, бассейны пассивных окраин Африки, Южной и Северной Америки, Западной и Южной Австралии, Восточной Антарктиды). При этом и на рифтогенном этапе развития бассейна стадии растяжения могли быть достаточно продолжительными (от 10 до 60 млн. лет; Huismans et al., 2001; Ziegler and Cloetingh, 2004). Как отмечалось в главе 1, встречаются бассейны, в истории которых рифтовая стадия является промежуточной, и рифтовые грабены в них оказываются наложенными на осадочные отложения предшествующих стадий и погребёнными под отложениями последующих формаций (верхнемеловой - миоценовый грабен Сирт в Ливийско-Египетском бассейне, юрско-нижнемеловые грабены Центральный и Вайкинг в Североморском бассейне; Кучерук, Ушаков, 1985).
Для оценки амплитуд растяжения часто проводят сравнение мощности "невозмущённой" коры или литосферы с их мощностями в областях, подвергнутых растяжению (МсКеnzie 1978; Hegarty et al.1988; Rehault et al. 1990; Артюшков, 1993; Cloetingh et al. 1996). При этом следует учитывать неоднородность амплитуд растяжения как поперёк, так и вдоль простирания структур рифтогенного типа (Табл. 3-1; Ibrahim et al., 1996; Huismans et al., 2001). Например, если в близкой окрестности от оси рифтовой структуры континентальной окраины Южной Австралии оцениваемая амплитуда ортогонального растяжения литосферы достигала 6.2, то на расстоянии 400 - 500 км от оси она уменьшалась до значения, характерного для “невозмущенной” литосферы 1.0 (Hegarty et al. 1988). Для рифтогенных областей характерна неоднородность амплитуды растяжения также и с глубиной (табл. 3-1; Rowley, Sahagian, 1986; Huismans et al., 2001). Такие вариации амплитуды растяжения подтверждаются и в модели растяжения литосферы в рамках упруго-пластичной деформации литосферы с конечным пределом ползучести, рассмотренной в разделе 2.2 этой главы.
Известно, что максимальные амплитуды растяжения достигаются при переxоде от континентальной литосферы к океанической. Ле Пишоном и др. было показано, что для достижения поверхностью фундамента уровня “мантийного геоида” и начала процесса спрединга необходима степень растяжения литосферы b » 3.3 (Le Pichon et al., 1982). При этом толщина континентальной литосферы сокращается от начального значения около 33 км до 10 км. Прямые подсчёты суммарной амплитуды растяжения по видимым смещениям плоскостей разломов (в том числе и с использованием сейсмических профилей) дают, как правило, оценки, заметно меньшие, чем те, что получаются из сопоставления мощностей коры или из анализа амплитуд погружения фундамента бассейна (Артюшков и др., 1979; 1993). По сути, Бискайский залив представляет единственный пример, где оценки амплитуды растяжения из геометрии системы разломов, согласуются с величиной тектонического погружения. В то же время оценки по смещениям в разломах для ряда бассейнов окраины Южной Австралии дают значение фактора растяжения =1.3, тогда как тектоническое погружение поверхности фундамента соответствует значению »4.5 (Hegarty et al. 1988). В связи с этим полагают, что смещения по разломам, определяемые по видимым деформациям поверхности или/и сейсмическими методами, отражают лишь малую часть амплитуды растяжения литосферы (Sclater, Celerier 1987; Hegarty et al. 1988; Su et al., 1989; Bertotti and ter Voorde, 1994; Ibrahim et al., 1996).
Характерно, что зоны растяжения верхней коры, то есть области погружающегося рифта, отличаются от зон мантийно-литосферного утонения не только амплитудами растяжения и утонения (см. ниже), но и относительным местоположением (рис. 1-2).
Рис. 1-2. Модели раскола литосферы (по Ziegler and Cloetingh, 2004).
Как известно, различают три модели формирования континентальных рифтов: чистого, простого и комбинированного сдвигов (рис. 1-2). В модели чистого сдвига (pure shear; MacKenzie, 1978) смещение смежных блоков в стороны от первичного разрыва не сопровождается заметным смещением этих блоков вдоль сместителя (нормально к оси рифта). В модели простого сдвига (simple shear; Wernicke, 1981) такое смещение играет заметную роль в формировании морфоструктуры рифта. Выполаживание листрических разломов на некоторой поверхности срыва внутри коры позволяло объяснить формирование рифтовых бассейнов заметной ширины без предположения о значительном утонении подстилающей коры (Чамов, 2004). Модель комбинированного сдвига объединяет модели чистого и простого сдвига (Barrier et al., 1986). Как видно на рис. 1-2, только при растяжении литосферы в моделях чистого и комбинированного сдвига зона растяжения верхней коры совпадает по положению относительно оси рифта с зоной утонения литосферы и мантии, и, следовательно, магматическая активность будет центрирована относительно рифта. И, напротив, при растяжении в модели простого сдвига (Wernicke, 1981) магматическая активность ассиметрична относительно оси рифта и соответствующие экструзивы могут оказаться на одном из флангов хребта (Ziegler and Cloetingh, 2004). В зависимости от относительного вклада утонения коры и тепла мантии процесс погружения в рифтовой зоне может смениться поднятием и частичной эрозией (воздымание Центрального рифта Северного моря в средней юре (Ziegler, 1990); поднятие Саяно-Байкальской области в неогене (Logachev and Zorin, 1992) и другие примеры).