Сравнительный палеотектонический анализ происхождения трапповых провинций Тунгусской синеклизы и бассейна Парана-Этендека

Глава V. Критический обзор существующих моделей образования трапповых провинций. Предлагаемый механизм.

Рассмотрены различные модели образования трапповых провинций. На основе регионального материала двух сравниваемых в этой работе провинций исследуется какая из моделей наиболее адекватно описывает процесс образования траппов и сопредельных с ними структур так, чтобы не входить в противоречия с наблюдаемыми фактами геологического строения и истории развития трапповых провинций.

Предлагаемый механизм происхождения и условий образования трапповой провинции Парана-Этендека и подводных вулканических хребтов поднятия Риу-Гранди - Китовый хребет

Во время формирования этой одной из крупнейших в мире трапповых провинций (max. излияний 133,1 - 129,0 млн. лет) Западная Гондвана представляла собой сплошной континентальный массив и лишь после прекращения излияний трапповых магм Южная Атлантика рассекла трапповое поле на две резко неравные по площади части.

Прорастание Южно-Атлантического срединного хребта началось со стороны Индийского океана и шло интенсивными темпами так, что ко времени 133 млн. лет назад океан достиг значительной ширины, а южные оконечности Южной Америки и Африки отодвинулись друг от друга. До этого момента времени раскол континента происходил в пределах более однородной AR-PR коры кратона.

При достижении прорастающим рифтом коллизионного орогена Рибейра-Дамара, сформированного на этапе Бразильского диастрофизма, рост Южной Атлантики прекратился. Это относилось и к продольному росту, взламыванию коры бегущей трещиной рифта, и к поперечному, достигаемому за счет спрединга. К северу от этого барьера плиты оставались жестко связаны между собой - это был единый монолитный массив. Поэтому отодвигание южной части Южной Америки при фиксированном положении северной части континента вызывало в континентальной коре возникновение нового сложно ориентированного поля сил горизонтального сжатия-растяжения, которые релаксировали с образованием крупных сдвиговых деформаций, активизацией глубинных разломов и линеаментов. Разворот южной части материка относительно северной вызывал раскрытие бассейнов рифтогенного типа, заложения сети магмоподводящих разломов, которые в обстановке подъёма теплового фронта, плавления низов консолидированной коры, общего растяжения, вызванного идущей к югу дивергенцией плит и подъёма мантийных расплавов, могли стать каналами подъема трещинных излияний и траппового магматизма. Значительные объемы мантийных расплавов, питающие спрединг, продолжали подниматься к подошве коры, поскольку направление глубинных процессов, ответственных за раскол Западной Гондваны и раздвижение её осколков, оставалось прежним. При продолжающемся нагнетании мантийных масс реализация этого подъёма расплава в спрединговом процессе стала невозможной из-за воздействия поперечного барьера. В результате этого значительные объемы расплавов стали скапливаться у подошвы литосферы. Началось формирование обширного подлитосферного и внутрилитосферного магматического резервуара, который вскоре дал начало грандиозным излияниям трапповых магм Южной Параны (133±0,1 млн. лет назад) (рис. 3).

Помимо базальтоидов, привносимых из формирующегося срединного хребта, остановленного поперечным барьером, значительные объемы обогащенных магм могли формироваться из вещества самой литосферы в поясе Рибейра-Дамара и из реликтового литосферного слэба. Этим может быть объяснена не только геохимическая пестрота составов лав траппового поля, но и возникновение щелочно-ультраосновных интрузивных комплексов, кольцевых интрузий карбонатитового и кимберлитового составов, которые отвечают условиям господства сжимающих напряжений.

Как только был взломан поперечный барьер и 127,0 млн. лет назад сформировались на его месте первые порции океанской коры, континентальный трапповый магматизм в Парана-Этендекском бассейне прекратился (рис. 4).

В этом месте, где ось срединного хребта рассекала трапповое поле и структуры пояса Рибейра-Дамара, продолжался щелочно-базальтовый магматизм, чему способствовали три фактора: 1) наличие глубинных разломов, заложившихся на стадии существования континентального моста и продолжающие свое развитие во вновь формирующейся океанской коре; 2) наличие колоссального внутрилитосферного резервуара магм. Остаточные порции этого расплава, не полностью реализовавшиеся в континентальном трапповом магматизме, могли перемещаться по разломам и сдвиговым зонам и питать внутриплитный вулканизм поднятия Риу-Гранди - Китовый хребет; 3) повышенный тепловой поток близ срединного хребта, благоприятствующий формированию расплавов.

Так началось формирование поднятия Риу-Гранди - Китовый хребет на самых ранних стадиях развития океанской коры в области пересечения Срединно-Атлантического хребта и глубинных разломов, активизированных во время раскола Гондваны (рис. 5).

Рис. 3. Эффект плотины, создаваемый поясом Рибейра-Дамара для мантийных расплавов. Начало трапповых излияний. Рис. 4. Раскол пояса Рибейра-Дамара, начало формирования океанской коры, прекращение траппового магматизма. Рис. 5. Формирование поднятия Риу-Гранди - Китовый хребет за счет притока вещества реликтовых подлитосферных магматических резервуаров 1) Архейско-протерозойская консолидированная кора кратонов; 2) Трапповая формация; 3) Реликтовый литосферный слэб, сформированный при становлении пояса Рибейра-Дамара. Структура пояса Рибейра-Дамара: 4 - Осадочные породы; 5 - Складчатые деформации; 6 - Гранитоидные плутоны; 7 - Офиолиты. 8) Магмоподводящие каналы трещинных излияний. Направления растяжений. Формирование эффузивов; 9) Интрузивные тела щелочно-ультраосновного состава и магмоподводящие каналы кимберлитового и карбонатитового вулканизма. Эксплозивные вулканические аппараты; 10) То же на стадии угасания активности; 11) Область частичного плавления низов консолидированной коры; 12) Внутрилитосферные и подлитосферные магматические резервуары; 13) Разуплотненная мантия; 14) Нормальная верхняя мантия; 15) Дайковый комплекс океанской коры; 16) Подводный вулканический хребет Риу-Гранди - Китовый, сложенный щелочно-базальтовыми лавами; 17) Формирование щелочных базальтов подводных хребтов в зоне спрединга; 18) Разломы и направления смещения по ним; 19) Направления перемещения литосферных плит; 20) Направления движения мантийных расплавов

В дальнейшем, на посттрапповом этапе развития, активность этих разломов постоянно поддерживалась неравномерным по скорости спредингом, разворотом Южно-Американской плиты относительно Африканской, имевшим место 80 млн. лет назад, перескоком оси спрединга на 200 км, изменением направления движения Африканской плиты с северо-восточного на северное.

Недавно проведенные исследования [Лобковский, 2004] подтверждают возможность перетекания расплава в область более низких давлений и высоких температур, то есть из-под континентальной коры в районе развития трапповых провинций к срединно-океанскому хребту. Здесь эти массы вовлекаются в подъем, усиливается плавление и начинается вулканизм, пространственно совпадающий со срединным хребтом, а геохимически отвечающий веществу рециклированной древней океанской коры и подошвы континентальной коры кратонов.

Предлагаемый выше механизм детально разработан для Парана-Этендекской трапповой провинции, однако, несомненно, что принципиальные положения такого подхода могут быть успешно применены при рассмотрении происхождения других трапповых провинций мира с учетом региональных особенностей истории развития.