CC BY
46
УДК 551.243
В. В. Гончар1, Ю. В. Козленко1
ЛИТОСФЕРА ЗАПАДНО-ЧЕРНОМОРСКОЙ ВПАДИНЫ ВДОЛЬ ПРОФИЛЯ ГСЗ-25 ПО ДАННЫМ ИЗОСТАТИЧЕСКОГО И ГРАВИТАЦИОННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ
Тектоническая интерпретация плотностного (на базе сейсмото-мографического) профиля ГСЗ-25 показывает наличие выступа разуплотненной литосферной мантии в области перехода от континентальной к океанической коре Западно-Черноморской впадины. Комбинирование гравиметрического и изостатического методов анализа глубинного строения позволило составить профиль рифтогенной литосферы, характеризуемый максимальным утонением в 3.7—4 раза и разуплотненим до 3.22—3. 23 г/см3, а также определить уровень компенсации в интервале 150—180 км. Рифтогенная реликтовая литосфера граничит на юге с более плотными мантийными образованиями, вероятно океанической природы. Существование уровня компенсации 180 км свидетельствует в пользу того, что рифт ЗЧВ заложился, возможно частично, на плите с докембрийской (позднедо-кембрийской) литосферой. Реконструкция завершающей стадии рифтогенеза ЗЧВ говорит в пользу длительного орогенического процесса, который завершился выведением к поверхности разуплотненной литосферной мантии и вероятным рассеянным спредингом по типу рифта Афар.
Введение
Одной из составляющих стремительного прогресса теоретической тектоники второй половины прошлого века стала возможность не только использовать информацию о строении недр, которую поставляла геофизическая разведка, но и осуществлять прогноз, основываясь на геодина-мических моделях. Классическим примером приложения геодинамичес-кой теории к исследованию глубинного строения может служить построение карт мощности литосферы Мирового океана на основании решения уравнений остывания астеносферы и изостатического равновесия литосферы [9, 31]. Изостатический подход недавно был применен для картирования мощности коры и литосферы в сложном регионе Западного Средиземноморья [39].
В данной статье метод изостатического плотностного моделирования используется в комплексе с решением обратной задачи гравиразведки для выяснения глубинного строения Западно-Черноморской субокеанической
1В. В. Гончар , Ю. В. Козленко1
1 Институт геофизики им. С. И. Субботина НАК Украины, Киев
впадины (ЗЧВ), в пределах которой континентальная литосфера в приповерхностной части испытывает значительное уплотнение [12, 20, 27, 29]. Близповерхностная базификация, как отражение коренной перестройки литосферы при рифтогенезе, должна сочетаться на глубине с разуплотнением литосферной мантии [3], масштаб которого не столь очевиден. Движения, способствующие базификации коры и дебазификации мантии и направленные в конечном итоге на восстановление равновесия, контролируются изостазией, подразумевающей баланс плотности, в частности,
— сохранение средней плотности литосферы. Отсюда следует возможность определения степени разуплотнения мантии рифтовых областей и пассивных континентальных окраин, основанная на уравнении равновесия. Для определения структуры мантии подбор аномального гравитационного поля осуществлялся путем решения прямой задачи в двумерном варианте [17].
Сочетание предполагаемой вулканической толщи в чехле и мощной линзы высокоскоростных образований в фундаменте позволило соотнести литосферу ЗЧВ с пассивными континентальными окраинами вулканического типа [8]. Последние, представлявшиеся ранее атипичными окраинами с аномально высокой вулканической активностью в период рифто-генеза [49, 45], по новейшим данным могут составлять от 75 до 90% общего объема пассивных окраин [40]. Соответственно, условие их формирования не может быть специфическим, а, скорее всего, связано с некоторыми общими тенденциями при рифтогенезе, уровень магматизма для которых не показателен. Таким общим знаменателем может быть обстановка растяжения, сочетающаяся с инверсией плотности на глубине, результатом которой в орогенных складчатых областях становится эксгумация высокобарических комплексов. В работе [40] часть высокоскоростного комплекса в структуре пассивной окраины Норвегии со стороны континента трактуется именно как метаморфические тела гранули-товой и эклогитовой фаций. Если инверсия плотности реализуется на границе астеносфера/литосфера, то к поверхности могут быть выведены породы верхней мантии. В последнем случае рифтогенез и следующий за ним океанический спрединг наследуют стадию растяжения континентального орогена. Такая последовательность намечается в системе Бассейнов и Хребтов Северной Америки [44], в Папуа-Новой Гвинее [48], в Северном Верхоянье [18, 7]. Моделирование глубинного разреза ЗЧВ и реконструкция на его основе завершающей стадии рифтогенеза говорят в пользу длительного орогенического процесса, который завершился выведением к поверхности разуплотненной литосферной мантии и вероятным рассеянным спредингом по тицу рифта Афар [2, 13].
Тектоническая интерпретация разреза по профилю ГСЗ-25
ЗЧВ находится в тени давления кайнозойской коллизии между Аравийской и Евразийской литосферными плитами, воспринимаемой в основном Восточно-Черноморской впадиной (рис. 1, врезка) [23]. Это позволяет надеяться, что пассивная окраина в пределах ЗЧВ сохранила во
Восточно - Европейская платформа
Рис. 1. Плотностной разрез по профилю ГСЗ-25 с элементами тектонической интерпретации
На врезке: тектоническая схема Черноморского региона и положение профиля ГСЗ-25. П.К. — разлом Печеняга-Камена [20]. Стрелками показано ограниченное инденторное воздействие Аравийской плиты на Восточно-Черноморскую впадину (ВЧВ) (по [23]).
Океаническая литосфера ^
Рифтогенная континентальная литосфера
Переходная зона „ Скифская плита
многом черты, характеризующие этан и специфику континентального рифтогенеза, приведшего к формированию океанической литосферы.
Плотностной разрез вдоль профиля ГСЗ-25 (рис. 1) построен на основании скоростного, полученного на базе сейсмотомографической переин-терпретации сейсморазведочных данных [8]. Подошва чехла показана на основании данных МОГТ [30]. В южной части (ПК -380 -----270) выделя-
ется участок безгранитной коры, характеризуемый пониженной плотностью (2.9 — 3.1 г/см3) относительно соседних областей и выраженной горизонтальной расслоенностью. В соответствии с более ранними построениями по профилю [12, 20, 27, 29] он трактуется как проявление коры океанического типа. С севера к нему примыкает сложнопостроенная область, представляющая, очевидно, рифтогенную континентальную литосферу. Полученные с помощью сейсмотомографии структурные характеристики разреза позволяют детализировать ее строение, являющее собой хорошую иллюстрацию процесса базификации [3]. Выделяется переходная зона (ПК -270 ---130), в пределах которой происходит постепенное
утонение (до полного исчезновения) верхнего слоя континентальной коры. Последний интрудирован основными и ультраосновными магмами, о чем говорит присутствие в нем аномалий повышенной плотности (зона мелкоячеистых аномалий в работе [8]). Континентальная кора на глубину и по латерали сменяется толщей коро-мантийная смеси (зона крупноячеистых аномалий), в которой примерно в равной пропорции сочетаются тела с плотностью средних, основных и ультраосновных пород. Слой коро-ман-тийной смеси отражает, -по-видимому, сложное протекание тектоно-маг-матического процесса на границе коры и мантии, включающего внедрение базит-гипербазитовых интрузий, захват ксенолитов, перемешивание и метаморфизм. На стыке с океанической корой определяется выступ мантии, образования которого (р > 3.2 г/см3), подстилая толщу коро-ман-тийной смеси, вместе с ней погружаются под континентальную плиту.
Образуемый таким образом подъем Мохо, как видно, не компенсирован прогибанием морского и осадочного бассейнов, так как максимальные погружения приурочены к области океанической коры южнее. В нижней части чехла переходной зоны выделяются высокоплотные образования переменной мощности — слой “В”, — который ранее был предположительно соотнесен с вулканогенными образованиями окраин вулканического типа [8]. По отношению к нему допустима и другая трактовка: как продолжение слоя коро-мантийной смеси, неровности поверхности которого отражают погребенный рельеф. В этом случае слой “В” следует относить к консолидированной коре, что потребует пересмотра данных МОГТ. Вырисовывающийся вулкано-плутонический комплекс континентальной окраины ЗЧВ (слой “В” и подстилающие породы) следует, по-видимому, рассматривать в связи с Ломоносовским магматическим массивом [36], который также может быть связан с рифтогенным процессом [46, 37].
Далее подтверждение рассмотренного разреза и продолжение его на глубину осуществляется на основе гравитационного моделирования. При этом нами тестируется вероятное неравномерное распределение плотности мантии: базификация коры и противоположное ей разуплотнение под переходной зоной — следствие одного и того же процесса тектоно-магма-тической переработки при рифтогенезе, а также уплотнение под глубоководной частью ЗЧВ как результат “намораживания” океанической литосферы.
Гравитационные разрезы литосферы ЗЧВ
При моделировании для верхней части литосферы за основу принят плотностной разрез ГСЗ-25 в упрощенном виде. Консолидированная кора разделяется на три участка: от ПК -400 до ПК -270 она представляет собой субокеанический однослойный тип мощностью до 10 км. В интервале ПК -100+ -270 кора переходная, состоящая из двух слоев — нижний представлен базитами и ультрабазитами, верхний — переработанной (растянутой и интрудированной) континентальной корой. Между ПК 0 и -100 кора стандартная континентальная, ее мощность достигает 40 км. При построении гравитационной модели были использованы данные о мощности осадочного чехла [30], а также его плотности, которая изменяется в зависимости от возраста отложений (верхний слой — олигоцен-четвертичный, нижний — палеоцен-эоценовый) [28]. Положение поверхности мантии было взято из работы [27]. Плотность блоков консолидированной коры в зависимости от ее типа и состава задавалась по данным [15].
Модель по профилю просчитана относительно двух опорных колонок (функций приведения). Для варианта 1 были использованы: в глубоководной части Западно-Черноморской впадины колонка океанической литосферы [25], в пределах континентальной Скифской платформы — плотностная колонка кратона [16]. Плотности коры в варианте 2 приводились к значению 3,32 г/см3 в соответствии с принципами, изложенными в [4].
Конфигурация блоков консолидированной коры в обоих вариантах одинакова, отличия заключаются в значениях плотностей нижнего слоя в переходной зоне (рис. 1). Для участка континентальной коры (ПК 0 -5- -100) получено двухслойное строение фундамента с плотностями 2,74 и 3,0 г/см3 в верхнем и нижнем слоях соответственно. В глубоководной субокеанической части (ПК -270 + -420) консолидированная кора имеет плотность 2,9 г/см3. Блок, предполагаемый как участок перерабо-таной (интрудированной и растянутой) континентальной коры (ПК -100 -г- -220, глубина 2—20 км), имеет плотность 2,75 г/см3, характерную для гранодиоритов среднего состава [15].
Поверхность раздела верхнего и нижнего комплекса консолидированной коры в пределах переходной зоны неровная, с достаточно резкими перепадами амплитудой 3—4 км. В континентальной части ундуля-ции этой поверхности гораздо меньше (до 2 км) и более протяженные. Глубина залегания кровли мантии изменяется от 19—20 км под глубоководной частью (ПК -270 -г- -370) до 38 — 40 км под континентальной (ПК 0 * -140). Под Каркинитским прогибом (ПК -90 -г -100) подошва коры поднимается до 33 км, что вместе с погружением поверхности консолидированного фундамента присуще рифтогенным структурам. Уровень, ниже которого величины плотности не отличаются от нормальных значений, был задан переменным — в глубоководной части профиля на глубине 60 км, а в континентальной — 130 км.
Подбор моделей базировался на идее существенного разуплотнения мантии под переходной зоной. Плотность этого блока была задана
3.25 г/см3 — на уровне средних значений для перидотитов и пироксени-тов [15]. Для того, чтобы скомпенсировать снижение плотности в мантии, в коре пришлось вводить существенное уплотнение. В центре переходной зоны под континентальным склоном докайнозойского Черноморского бассейна (ПК -170 -г- -220) в нижней части коры на глубине 15—30 км выделяется блок с максимальной плотностью. В варианте 1 ее значение
3.25 г/см3 — такое же, как и в подстилающей мантии. В варианте 2 плотность этого корового блока 3,19 г/см3, что является верхним пределом для метаосновных пород [15]. В обе стороны по профилю от данного блока плотность нижнего кристаллического слоя существенно меньше (на 0,12—0,17 г/см3). В северном направлении к Скифской платформе наблюдается постепенное снижение плотности до нормального значения 3,0 г/см3. К центру Западно-Черноморской впадины различие плотностей переходной и субокеанической зоны более резкое (в варианте 1 — 3,14/2,9 г/см3, в варианте 2—3,07/2,9 г/см3). В верхней мантии смена значений плотности от переходной зоны к окружающим структурам в двух вариантах имеет разный характер. В варианте 1 между переходной и континентальной частями имеется блок (на ПК -140 + -170) с промежуточной плотностью 3,34 г/см3, а со стороны субокеанического участка (ПК -270) изменение плотности достаточно резкое (3,25/3,33 г/см3. В варианте 2, наоборот, резкий перепад плотности (3,25/3,32 г/см3) наблюдается со стороны континента (ПК -170), а при переходе к субокеаническо-
му блоку эта величина изменяется постепенно (3,25—3,29—3,305 г/см3). Плотность верхней мантии в глубоководной части меньше нормальных значений, тогда как в континентальной части такого уменьшения не наблюдается.
Установлено, что подошва разуплотненной мантии (рифтогенной литосферы) под Переходной зоной на отрезке ПК -140 -г- -260 резко воздымается с отметки 110 км до 60 км — на границе с океанической литосферой. Средняя плотность литосферы на данном отрезке составляет 3.22 г/см3, минимальная мощность — 45 км.
Результаты гравитационного моделирования показывают, что последовательного изменения плотности верхней мантии вдоль профиля от субокеанической впадины к платформе не устанавливается. Граница между блоком переходной зоны и континентальным на ПК -170 очень резкая (0.09 и 0.07 г/см3 в вариантах 1 и 2 соответственно). В нижней части коры эти величины еще больше (0.17 и 0.14 г/см3). Можно предполагать, что эта граница имеет разломную природу. Плавное изменение значений плотности в верхней мантии между переходной и субокеанической зонами (в варианте 2 на ПК -270 -г- -300 имеется блок с промежуточными плотностями) может указывать на их генетическую связь.
Изостатическое плотностное моделирование зоны перехода от
континентальной к океанической литосфере ЗЧВ
Тектоно-магматические процессы, приводящие к перемещению материала выше уровня компенсации и направленные на восстановление равновесия, не изменяют средней плотности литосферы — этой закономерностью обосновывается несостоятельность механизма базификации в объяснении океанических бассейнов [41, 1]. Однако базификация происходит в тесном взаимодействии с разуплотнением (дебазификацией) ли-тосферной мантии [3], в отношении которой принцип сохранения средней плотности может быть использован для приближенной количественной оценки разуплотнения.
В определении мощности и плотности литосферы Западно-Черноморского бассейна будем исходить из предположения локальной изоста-зии — компенсация достигается в каждом сечении рельефа [1, 39]. Из уравнения равновесия для морского осадочного бассейна
Р1Н1 = Ри,Уи> + Ре [у в - Уш)+ Рг (и - У в)+ Рта {Н1 ~ й) . Ш
где рш, ур8, у3; рг, у1 — плотность и глубина подошвы слоев воды, осадочного чехла и литосферы соответственно, Н^— изначальная мощность континентальной литосферы (глубина компенсации), рта — плотность мантии,
получаем уровень подошвы утоненной литосферы
Плотность литосферы в исходном состоянии определяем как среднюю с учетом мощности и плотности коры Нс, рс и плотности литосфернои ман-
Глубина морского бассейна и мощность осадочного чехла определялась вдоль профиля ГСЗ-25 согласно данным МОГТ [30]). Приняты следующие параметры чехла и коры: р9 = 2.4 г/см3, рс= 2.87 г/см3, Нс= 40 км. Первоначальная плотность литосферной мантии рассматривалась в двух вариантах — рт = 3.34 и 3.32 г/см3. Варьированием исходной мощности континентальной литосферы Нс = 130, 150 и 180 км получены различные профили подошвы рифтогенной литосферы, которые вынесены на гравитационные разрезы (рис. 2). Во втором варианте разреза (р^ рта= = 3.32 г/см3) для изо.статического равновесия во всем рассматриваемом спектре величин Н1 требуется аномальное утонение литосферы (более 7-кратного) в Переходной зоне для компенсации глубоководной впадины. Как следствие, прогнозируемые гравитационные и изостатические профили подошвы расходятся на всем рассматриваемом протяжении, особенно резко (до 20—30 км по вертикали) в апикальной части. Следовательно, вариант 2 гравитационной модели является в значительной степени несбалансированным и далее не рассматривается.
Близкое расположение подошвы гравитационной и изостатической литосфер (Н1 =180 км и 150 км) получено для варианта 1. Под абиссаль-
тии рт:
Р1=Рт+^(Рс-Рт).
(3)
Рис. 2. Гравиметрические модели глубинного строения ЗЧВ по профилю ГСЗ-25. Плотность в
г/см3.
ной, безгранитной частью Переходной зоны кривая подошвы для Щ = 180 км практически совпадает с гравитационной. В нижней части литосферы близко к гравитационной подошве подходит кривая изостати-ческого профиля для = 150 км, которая далее к югу превышает уровень подошвы литосферы гравитационного профиля на 7—14 км. Полученный результат можно истолковать двояко. В первом приближении и с учетом неточности построений можно полагать, что существует единый уровень компенсации для структур рассматриваемого региона, который заключен в пределах 150—180 км. С другой стороны, можно допустить варьирование уровня компенсации (вслед за гипотезой В. Г. Гутермана об “архимедовой изостазии” [10]), а именно — наличие двух уровней: 150 км для северной части, относительно которого уравновешена литосфера, включающая переходную зону с континентальной корой, и 180 км для наиболее прогнутой ее части, лишенной континентальной коры. Линия разграничения участков с наилучшей аппроксимацией гравитационной подошвы изостатическими кривыми проходит в интервале ПК -210 -*■ -220. Если обратиться к положению профиля на тектонической схеме (рис. 1, врезка), то видно, что именно к этой отметке профиля трассируется разлом Печеняга — Камена, служащий границей Мизийской и Скифской плит [20]. Трактовка, предполагающая два уровня компенсации, использована при составлении сводного разреза литосферы ЗЧВ в интервале ПК -300 4- -180 (см далее).
Таким образом, вариант 1 гравитационного разреза является близким к изостатическому равновесию, если в качестве уровня компенсации принимать отметку в интервале 150 — 180 км. Изостатические плотнос-тные разрезы для 150 и 180 км показаны на рис. 3, А и Б, различия которых невелики. На графиках вверху отображено утонение литосферы, максимальные значения ((3 = 3.6 и 4) достигаются на стыке с океанической корой. Получены следующие значения плотности литосферы рI = 3.215 г/см3 для = 150 км ир( = 3.235 для = 180 км. Последняя практически равна величине средней плотности литосферы в гравитационной модели 1 (см. рис. 2).
Уравнение локальной изостазии (1) содержит условие сохранения средней плотности литосферы при утонении, из которого следует требование изменения средней плотности литосферной мантии, другими словами — разуплотнение последней. После утонения литосферы на величину,
кратной деформации р =-1-—, средняя плотность литосферы будет
У1 ~Уя
Р1=Рт.~*'~^'(Рс~Рт) , (4)
н
где р'т — плотность литосферной мантии, Лс и Лг=-^-— мощность гранитного слоя и литосферы после растяжения. Далее предполагается, что мощность гранитной коры может дополнительно деградировать за счет
тектоно-магматической переработки и контаминации гранитного слоя мантийными магмами [3, 23], так что в сумме утонение коры превышает общее утонение литосферы р. Приравняв правые части (3) и (4), получим
, : Я,-рйе Н1-Нс ••
Рт Рс я,-рлс +Ртоя/-рйс '
В случае однородного растяжения литосферы Нс = /ге и согласно (5) р'т = рт, то есть средняя плотность литосферной мантии остается неизменной. Предположив полное удаление гранитного слоя (Лс = -0), получим нижний предел изменения плотности литосферной мантии :
р'т=рг^+рп!\1-¥А> & (6)
величина которого совпадает со средней плотностью литосферы (3). Прогнозируемое изменение средней плотности литосферной мантии в изоста-тических моделях показано на моделях в виде графиков (см. рис. 3).
Рис. 3. Изостатические модели Переходной зоны ЗЧВ с глубинами компенсации 150 км (А) и 180 км (Б).
Вверху на графиках показано изменение параметра кратного утонения литосферы р. Плотность в г/см3. Рт’ Рот — исходная й меняющаяся в пределах рифтогенной литосферы (показана с помощью графика) плотности литосферной мантии. . ■ • . . .
По результатам исследований составлен сводный разрез литосферы ЗЧВ в интервале ПК -300 + -100, который обобщает сейсмотомографи-ческий разрез коры до глубин 25—40 км и изостатическую модель в интервале глубин 40—180 км (рис. 4). На нем погружение впадины компенсирует океаническая литосфера, сформированная вследствие остывания астеносферы в течение 68—71 млн. лет после прекращения спрединга [35], мощность которой нами не определялась. Уровень компенсации разорван, как предполагается, на продолжении разлома Печеняга—Каме-на, разделяющего Мизийскую и Скифскую плиты, и составляет со стороны
Нет данных1
Ок^;ш»чоск?-4 литосфера
Астеносфера'
Рис. 4. Профиль глубинного строения Переходной зоны, объединяющий сейсмотомографический разрез и результаты изостатического моделирования.
Показаны подошвы литосферы в изостатических моделях с уровнями компенсации 150 км и 180 км. П.К. — предполагаемая граница зон действия различных уровней компенсации (продолжение разлома Печеняга—-Каме на).
первой 180 км, со стороны второй — 150 км, о чем говорилось выше. Разница в залегании подошвы литосферы здесь невелика. Очевидно, можно использовать также средний уровень компенсации (175 км), что не изменит модели глубинного строения.
Обсуждение
Установленная вероятность существования под ЗЧВ уровня компенсации, достигающего 180 км, говорит о том, что рифт ЗЧВ заложи лея, возможно частично, на плите, обладающей мощной, по-видимому, докем-брийской (позднедокембрийсКой) литосферой. Это заключение согласуется с известными, опирающимися на геологические данные, выводами предшествующих исследователей о существовании на месте нынешней Черноморской впадины массива докембрийской коры (см. обзор в [34]). Близкая мощность литосферы (170—200 км), отвечающая докембрийс-
ким кратонам, фиксируется на геофизических разрезах современных (Восточно-Африканский, Рио-Гранде [38], Байкальский [21]) и древних (пассивные окраины Антарктиды, Африки и Южной Америки [6]) континентальных рифтов. Существенно то, что в случае мощной литосферы соответственно глубоким оказывается положение уровня изостатической компенсации. Это, согласно (3), приводит к повышению средней плотности литосферы рг. Если последняя превысит значение плотности астеносферы, возникает инверсия плотности (рг > ра). Результатом изостатического уравновешивания при утонении литосферы в этом случае будет подъем ее поверхности, т.е. положительный рельеф при. рифтогенезе. В отношении современных континентальных рифтов, перечисленных выше — Восточно-Африканского, Рио-Гранде и Байкальского, — этот вывод соответствует действительности: все они, как известно, характеризуются значительным положительным рельефом. Согласно палеотектоническим реконструкциям [14, 22] положительный рельеф в пределах нынешней Черноморской впадины после закрытия Таврического бассейна существовал значительный период времени, начиная с поздней юры и по средний мел; позднюю часть этого периода (ранний—средний мел), по-видимому, занимал этап континентального рифтогенеза с активной поверхностной эрозией.
Оценим минимальный масштаб поднятия рифта ЗЧВ, используя полученные профили литосферы (см. рис. 3). Из уравнения равновесия утоненной литосферы
где ра, На) — плотность и высота аномальной мантии в основании литосферы, получим выражение для высоты рельефа
Положительным рельеф будет в случае рг > ра. Для определения плотности астеносферы используем значения, учитывающие тепловое расширение при диапазоне температур астеносферы 1300 - 1500 °С: рд=
- рт(1-аТ) (рте= 3.35 г/см3, а = ЗЮ-5 град-1 [1]). Соответствующие профили палеорельефа, для которых подъем (или погружение) пропорционален степени утонения литосферы, показаны на рис. 5, А. В случае наиболее разогретой астеносферы (ра = 3.20 г/см3) литосфера мощностью 180 км испытает подъем в точке максимального утонения, превышающий 1500 м. Меньшие высоты рельефа («500 м) будут достигнуты ею при 1300°С (ра=3.22 г/см3), и менее мощной литосферой (150 км) — при 1500°С. Последняя испытает уже слабое погружение при Т = 1300°С, для более точного расчета которого следует использовать условие равновесия с учетом воды (1). Сделанный расчет дает минимальные оценки рельефа, дополнительный подъем литосферы ЗЧВ составит, согласно [19], 1.8 км за счет прогрева литосферы и 1.2 км за счет сегрегации слоя базальта мощностью 10 км.
(7)
(8)
Рис. 5. Реконструкция рельефа (А) и глубинного разреза (Б) рифта ЗЧВ на заключительном этапе континентального развития.
1— поверхностная эрозия континентальной коры; 2— вулканогенные образования зоны рассеянного спредин-га; 3— маркеры вязко-пластической деформации: пологая метаморфическая гоюсчатость и сланцеватость, лежачие складки течения; 4— хрупкие разломы; 5— миграция флюида и расплава, приводящая к формированию коро-мантийной смеси; 6— интрузии мантийной магмы. В — гравитационная плотностная модель рифта Афар (по [43]).
♦
Астеносфера
100
** •—. 1 вКТ" 2
^ 3
Найденные характеристики реликтовой рифтогенной литосферы ЗЧВ позволяют осуществить реконструкцию ее положения на стадии, предшествующей погружению и океаническому спредингу. Используя профиль мощности и среднюю плотность литосферы при Ні = 180 км (см. рис. З, Б), а также плотность астеносферы ра = 3.20 г/см3, с помощью (7) получим следующий палеоразрез (рис. 5, Б). Он фиксирует заключительную стадию неравномерного утонения континентальной литосферы, которое она испытала вследствие растяжения, а также, вероятно, подъема изотерм, результатом которого стал изостатический подъем астеносферы и литосферы и выведение литосферной мантии к эрозионному уровню. Подъем при инверсии плотности (р^ > ра) должен был быть перманентным с начала растяжения, следовательно, на всем этапе континентального рифтоге-неза происходила эрозия континентальной коры, что должно означать дополнительную стимуляцию подъема астеносферы и литосферы. Утонение и деструкция континентальной коры приводят к формированию выступа аномальной литосферной мантии вблизи поверхности, который вследствие пассивного плавления аномальной мантии должен быть перекрыт базальтовой корой [42]. Механизм выведения литосферной мантии к поверхности здесь полностью соответствует механизму эксгумации высокобарических комплексов в орогенах растяжения [44], поэтому соответствующими должны быть кинематические и реологические характеристики деформаций. В пределах мантийной части литосферы и в области коро-
мантийной смеси происходит вязко-пластическое течение с участием магмы, приводящее к формированию типичной структурной матрицы тектоники растяжения метаморфических ядер: субгоризонтальной сланцеватости и метаморфической полосчатости, лежачих складок течения, секущих вязких разломов сбросового типа [44]. Выше и с удалением от центра апвеллинга с падением температуры зона вязко-пластической деформации сменяется зоной хрупкого растяжения (см. рис. 5, Б).
После погружения пассивной континентальной окраины выступ мантии и ассоциирующие с ним ультраосновные кумуляты и, вероятно, ультраметаморфиты сформируют высокоплотную часть переходной зоны от континента к океану, характерную для “вулканических” пассивных континентальных окраин [40]. В традиционной трактовке появление пород с высокой плотностью в пределах переходных зон таких окраин относится на счет магматического подслаивания континентальной коры и количественно связывается с объемом плавления астеносферы [49, 45, 32]. Природа аномально плотных образований переходной коры может быть связана не только и не столько с магматическим подслаиванием, а скорее
— с более общим эффектом растяжения в условиях инверсии плотности, приводящим к выведению мантийных пород и производных мантийных магм к поверхности.
Таким образом, изначально мощная докембрийская литосфера и соответствующее глубокое залегание уровня компенсации позволяет длительное время, вплоть до начала спрединга, поддерживать рифтовую литосферу “на плаву” в положении орогена. Это дает основание сопоставлять Переходную зону ЗЧВ (как вероятно и многие другие переходные зоны пассивных окраин с докембрийской литосферой [6]) в конечной стадии континентального рифтогенеза) с провинцией Афар в системе тройного сочленения Восточно-Африканского, Красноморского и Аденского рифтов [2, 13]. Провинция Афар по тектоно-магматическим особенностям определяется как промежуточное звено между типичным океанским (Красное море, Аденский залив) и континентальным (Эфиопская долина, Восточно-Африканский рифт) рифтами. Осуществляемый в ее пределах рассеянный спрединг базальтовой коры океанического типа [13] сконцентрирован в системе осевых хребтов, разделенных участками с реликтами сильно утоненной (2—5 км) континентальной коры. Особенности его глубинного строения, отраженные на гравиметрическом плотностном профиле [43] (см. рис. 5, В), вполне сопоставимы с представленной реконструкцией рифта ЗЧВ. Характерным является почти полное удаление первичной континентальной коры, близповерхностное (5—7 км в апикальной зоне) положение кровли аномальной мантии с плотностью ра = 3.1 г/см3. Если в качестве “аномальной мантии” считать разуплотненную, интруди-рованную верхнюю мантию континентальной литосферы, то мы получим значительное сходство строения Афарского рифта со строением Переходной зоны ЗЧВ с поправкой на остывание и, как следствие, некоторое уплотнение последней.
С другой стороны, отчетливое несоответствие возникает при сопоставлении полученной реконструкции литосферы ЗЧВ (см. рис. 5, Б) с моделями современных зон субдукции, тыловым частями которых, по-видимому, должна соответствовать северная окраина ЗЧВ на этапе, предшествующем расколу меловой вулканической дуги в Черноморском регионе [22]. Если взять в качестве примера модель зоны субдукции в Каскадных горах Северной Америки [5], то литосфера в тылу субдукции характеризуется достаточно мощной континентиальной корой (до 30 км), наращиваемой андезито-базальтовым вулканизмом. И хотя предполагается подъем и плавление аномальной мантии до глубин 40—50 км, плотност-ная модель дает на этом уровне плотности мантии, существенно выше средней для астеносферы — 3.32 — 3.27 г/см3 [5]. Постоянно наращиваемая относительно легкая кора, по-видимому, препятствует выведению к поверхности пород мантии, поэтому выступ мантии (или подслаивание дериватов ультраосновных магм) на высоком гипсометрическом уровне, аналогично Переходной зоне ЗЧВ, не может быть получен. Следовательно, развитие рифта ЗЧВ вряд ли следует соотносить с надсубдукционной обстановкой. Более соответствующим является механизм мантийного ап-веллинга в условиях растяжения. Обстановки окраинноконтинентальных рифтов типа ри11-ара^ предполагаются, в частности, в работе [33] для современных задуговых субокеанических бассейнов Западно-Тихоокеанской окраины (Япономорского, Южнокурильского), являющихся, по-видимому, близкими тектоническими аналогами Черноморской впадины. Аналогично, в работе [47] раскрытие задугового бассейна Японского моря связывается с латеральным воздействием мантийного плюма, сформировавшего рифтовую систему Северо-Восточного Китая.
Выражаем благодарность В. Г. Козленко за проявленный интерес к исследованию и сделанные замечания, которые были учтены при доработке статьи.
1. Артюшков Е. В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 455 с.
2. Барбери Ф., Варе Ж. Афарская зона сочленения рифтов / / Континентальные рифты (Под ред. И. Б. Рамберга и Э.-Р. Нейман). М.: Мир, 1981. С. 51—62.
3. Белоусов В. В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989.
4. Бурьянов В.Б., Гордиенко В.В., Завгородняя О.В., Кулик С.Н., Логвинов И.М., Шуман В.Н. Геофизическая модель тектоносферы Европы. Киев: Наук, думка, 1987. 184 с.
5. Ванъян Л. Л., Бердичевский М. Н„ Пушкарев П. Ю., Романюк Т. В. Геоэлект-рическая модель Каскадной субдукционной зоны / / Физика Земли. 2002. № 10. С. 23—53.
6. Галушкин Ю. И., Дубинин Е. П., Прозоров Ю. И., Ушаков С. А. Строение и развитие литосферы переходных зон Южного океана. Москва: ВИНИТИ, 1991. 184 с.
7. Гончар В. В. Позднемезозойско-кайнозойская геодинамика Верхоянья — гравитационный коллапс или подъем мантии? / / Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли. Матер. Совещания. М.: ГЕОС, 2006.
8. Гончар В. В. Глубинное строение Западно-Черноморской впадины вдоль про-
филя ГСЗ-25: свидетельство вулканической пассивной окраины / / Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2006. № 4. С. 42—54. .
9. Городницкий А. М., Сорохтин О. Г. Карта мощностей океанических литосфер-ных плит / / Тектоника литосферных плит. М.: Ин-т океанологии АН СССР, 1977.
10. Гутерман В. Г. Механизмы тектогенеза. Киев: Наукова думка, 1987. 170 с.
11. Дубинин Е. П., Ушаков С. А. Океанический рифтогенез. М.: ГЕОС, 2001. 292 с.
12. Земная кора и история развития Черноморской впадины (Под ред. Ю.Д. Буланже, М.В. Муратова, С.И. Субботина, Б.К. Балавадзе). М.: Наука, 1975. 358 с.
13. Казьмин В. Г. Рифтовые структуры Восточной Африки — раскол континента и зарождение океана. М.: Наука, 1987. 204 с.
14. Казьмин В. Г., Тихонова Н. Ф. Позднемезозойские—эоценовые окраинные моря в Черноморско-Каспийском регионе: палеотектонические реконструкции / / Геотектоника, 2006. № 3. С. 9—22.
15. Красовский С.С. Гравитационное моделирование глубинных структур земной коры и изостазия. Киев: Наукова думка, 1989. 248 с.
16. Козленко В.Г. Системная интерпретация геофизических полей. Киев: Наук, думка, 1984. 220 с.
17. Козленко Ю. В., Корчагин I. М., Михайлюк С. Ф. Програмний комплекс обробки та інтерпретації гравіметричних і магнітометричних даних і аномалій геоїду / / Бюл. УАЦ. 1997. Вин. 1. С. 245—250.
18. Кропоткин П.Н., Титков ГА. Продолжение рифтогеннных структур Северного Ледовитого океана и Бискайского залива на материке Евразия // Проблемы тектоники земной коры. М.: Наука, 1981. С. 207—225.
19. Кутас Р. И. Анализ термомеханических моделей эволюции Черноморского осадочного бассейна / / Геофизический журнал, 2003. Т. 25. № 2. С. 36—47.
20. Молодые платформы и альпийский складчатый пояс. Литосфера Центральной и Восточной Европы/ под ред. А.В. Чекунова — Киев: Наукова думка, 1994. 332 с.
21. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск: Наука, 1981. 105 с.
22. Никишин А. М., Коротаев А. М. История формирования Черноморской впадины // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. Матер. Совещания. Москва, 2000. С. 360—363.
23. Паталаха Е.И., Гончар В.В., Сенченков И.К., Червинко О.П. Инденторный механизм в геодинамике Крымско-Черноморского региона. Киев, 2003. 226 с.
24. Покровский Б.Г. Коровая контаминация мантийных магм по данным изотопной геохимии. М.: Наука, 2000. 226 с.
25. Русаков О.М. Методика составления гравитационных моделей океанической тектоносферы // Геофиз. журн. 1989, Т. 11. № 3. С. 3 — 9.
26. Русаков О. М. Гравитационная модель тектоносферы Индийского океана. Киев: Наукова думка, 1991. 224 с.
27. Сейсмогравитационное моделирование при изучении литосферы. Киев: Наукова думка, 1994. 292 с.
28. Старостенко ВЛ., Макаренко И.В., Легостаева О.В., Русаков О.М., Пивоваров ВЛ., Мельничук П.Н. Плотность осадочных комплексов Черного моря // Геофиз. журн. 2003. Т. 25. № 2. С. 54 — 69.
29. Строение и эволюция земной коры и верхней мантии Черного моря. М.: Наука, 1989. С. 145—162.
30. Туголесов ДА., Горшков АС., Мейснер Л.Б., Соловьев В.В., Хахалев Е.М. Тектоника мезокайнозойских отложений Черноморской впадины. М.: Недра, 1985. с.
31. Ушаков С. А., Дубинин Е. П. Океанический спрединг. М.: Наука, 2002.
32. Филатова Н.И. Андерплейтинг как причина образования вулканической континентальной окраины при окраинноморском спрединге // Доклады РАН; 2004. Т. 398. № 2. С. 223—227.
33. Филатова Н. И., Родников А Г. Охотоморский геотраверс: тектоно-магмати-ческая эволюция кайнозойских структур растяжения в контексте их глубинного строения / / Доклады РАН. 2006. Т. 411. № 3. С. 360—365.
34. Чекунов А В. Проблемы геологии Черноморской впадины / / Строение и эволюция земной коры и верхней мантии Черного моря. М.: Наука, 1989. С. 145— 162.
35. Шрейдер Ал. А. Раскрытие глубоководной котловины Черного моря / / Океанология. 2005. Т. 45. № 4. С. 592—604.
36. Шнюков Е. Ф., Щербаков И. К., Шнюкова Е. Е. Палеоостровная дуга севера Черного моря. Киев, 1997. 287 с.
37. Шнюкова Е.Е. Трондьемиты Ломоносовского подводного массива (Черное море) и их геодинамическая интерпретация / / Геофиз. журнал. 2003. № 2. С. 177—183.
38. Davis Р.М. Continental rifts structures and dynamics with reference to teleseismic studies of the Rio Grande and East African rifts / / Tectonophysics. 1991. V. 197. P. 305—325.
39. Fullea J., Fernandez М., Zeyen H., Verges J. A rapid method to map the crustal and lithospheric thickness using elevation, geoid anomaly and thermal analysis. Application to the Gibraltar Arc System, Atlas Mountains and adjacent zones / / Tectonophysics. 2007. V. 430. P. 97—117.
40. Gernigon L., Lucazeau F., Brigaud F., Ringenbach J. C., Planke S., Le Gall B. A moderate melting model for the Voring margin (Norway) based on structural observations and a thermo-kinematieal modelling: implication for the meaning of the lower crastal bodies // Tectonophysics. 2006. V. 412. P. 255—278.
41. Jacoby W.R. Oceanization and isostasy / / Tectonophysics. 1972. V. 15. № 4. P. 331—332.
42. Le Pichon X., Sibuet J.-C. Passive Margins: a model of formation / / J. Geophys. Res. 1981. V. 86. N. B5. P. 3708 — 3720.
43. Makris J., Menzel H., Zimmermann J. A preliminary interpretation of the gravity field of Afar, Northeast Ethiopia / / Tectonophysics. 1972. V. 15. № 1/2. P. 31—39.
44. Malavielle J. Late orogenic extension in mountain belts: insights from the basin and range and the late paleozoic variscanbelt //Tectonics. 12.1993. №5. P.1115-1130.
45. Morgan J.V., Barton P.J. A geophysical study of the Hatton Bank volcanic margin: a summary of the results from a combined seismic, gravity and magnetic experiment // Tectonophysics. 1990. V. 173. P. 517—526.
46. Shcherbakov I. B., Shnyukova К. E. Magmatism and geodynamics of the Lomonosov submarine massif (the Black Sea) / / Геол. журналю 2000. № 2. С. 59—67.
47. Tatsumi Y., Kimura N. Backarc extension versus continental breakup: petrological aspects for active rifting / / Tectonophysics. 1991. V. 197. P. 127—137.
48. Taylor B., Goodliffe A, Martinez F., Hey R. Continental rifting and initial sea-floor spreding in the Woodlark basin // Nature. 374. 1995. P. 534—537.
49. White R., Spence G„ Fowler S., McKenzie D., Westbrook G., Bowen A Magmatism at rifted continental margins / / Nature. 1987. V. 330. P. 439—444.
Тектонічна інтерпретація щільнісного (на базі сейсмотомографічного) профілю ГСЗ-25 показує наявність виступу розущільненої літосферної мантії в області переходу від континентальної до океанічної кори Західно-Чорноморської западини. Комбінування гравіметричного й ізостатичного методів аналізу глибинної будови дозволило скласти профіль рифтогенної літосфери, який характеризується максимальним утоненням у 3.7-4 рази та розущільненням до 3.22-3.23 г/см3, а також визначити рівень компенсації в інтервалі 150-180 км. Рифтогенна реліктова літосфера
межує на півдні з щільнішими мантійними утвореннями, ймовірно океанічної природи. Існування рівня компенсації 180 км свідчить на користь того, що рифт ЗЧВ залягав, можливо частково, на плиті з докембрійською (пізньодокембрійською) літосферою. Реконструкція завершальної стадії рифтогенезу ЗЧВ схиляє до висновку про тривалий орогенічний процес, що завершився виведенням до поверхні розущільне-ної літосферної мантії та ймовірним розсіяним спредингом за типом рифту Афар.
. ‘ .і ' ./ .
Tectonic interpretation of density model of deep seismic profile GSZ-25 (made on a base of previous seismotomographic model) proposes existence of lithospheric mantle rise with low density in the transitional zone from continental to oceanic crust of the West Black Sea basin. Combination of gravimetric and isostatic methods of deep structure inversion has allowed to construct the relict riftogenic lithosphere profile, characterising by maximal thinning of 3.7-4 times, density of 3.22-3. 23 g/см3, as well to estimate a level of isostatic compensation within 150 — 180 km. The relict lithosphere has contacts with new denser mantle of probable oceanic origination. Possibility of isostatic compensation level as low as 180 km confirms that the paleorift of West Black Sea basin was originated on a precambrian lithosphere with initial positive relief. Reconstruction of final stage of rifting allows to presume extensional orogenic process, ended by crust denudation and rising of low density riftogenic mantle with possible scatter spreding like Afar rift і
