Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

Особо интересны рифтовые системы, сформировавшиеся на тол­ стой дорифтовой платформенной литосфере и трансформировавшиеся по мере своего развития в зоны раздвига и океанообразования. К ним относятся, например, мезозойские рифтовые зоны Гондваны, при раздвижении литосферы которых сформировались южные океаны: Юж­ ная Атлантика и Индийский океан, а также Красноморский рифт. На месте этих континентальных рифтовых зон сейчас находятся пассив­ ные окраины. Проблема природы пассивных окраин является одной из наиболее дискуссионных в геологии и здесь она будет рассмотрена лишь в общем виде. Совмещение сопряженных пассивных окраин между Анголой и Бразилией и Австралией и Антарктидой (рис. 3.32)

Рис. 3.32. Схематический разрез коры континентальных окраин Юж­ ной Атлантики.

Цифрами показаны сейсмические скорости. Упрощено по [Mohriak et al., 1990].

показывает, что ширина доспредингового растяжения области с конти­ нентальной корой достигала 500-1 100 км, а для Красного моря только 200-250 км. Многими исследователями было показано, что Красномор­ ский рифт с осевой океанической корой развился по мере раздвижения одного континентального рифта [Казьмин, 1987; Разваляев, 1988; Guennoc et al., 1988; Bohannon et al., 1989]. Его пассивные окраины яв­ ляются сильно растянутыми бывшими половинами континентального рифта. Сложнее обстоит дело с Анголо-Бразильской и АвстралоАнтарктической континентальными папеорифтовыми зонами.

В районе бассейна Кампос на Бразильской континентальной окраи­ не полоса консолидированной докембрийской континентальной коры шириной до ЗОО^ЮО км утоньшена до 15-20 км (в два и более раз), при

3 5 8

этом неокомские сбросы на ней фиксируют растяжение только на не­ сколько процентов (рис. 3.33). Для этой континентальной окраины, как и для многих других, стоит вопрос — каков механизм утоньшения конти­ нентальной коры? [Mohraik et al., 1990]. По этой проблеме существует обширный спектр представлений, обзор которых приведен в [Mohraik et al., 1990]. Для Анголо-Бразильской области известно, что континенталь­ ный рифтинг произошел в неокоме с дополнительными фазами в барре- ме-апте, а раскрытие океана началось в конце апта-начале альба [Milani et al., 1988; Mohraik et al., 1990]. Пострифтовые осадки сбросами нару­ шены мало, значит, главная фаза утоньшения континентальной коры, вероятно, была примерно синхронна с фазой рифтинга.

Рис. 3.33. Разрез 203-RL -76 через Бразильскую континентальную ок­ раину (район бассейна Кампос) по сейсмическим и гравитационным дан­ ным [Mohraik et al., 1990].

Одна из возможных моделей образования широкой пассивной ок­ раины может быть следующей (рис. 3.34). Растяжению подвергается область с толстой (более 100-150 км) литосферой. В широкой полосе растяжения литосфера подвергается мегабудинажу с формированием нескольких субпараллельных рифтов типа грабена Реконкаво. Даль­ нейший прогрев затронутой рифтогенезом полосы литосферы в усло­ виях нарастающего растяжения приводит к ее размягчению и возмож­ ному пластичному вытягиванию нижней коры без значительного структурообразования в верхней коре. Пластичное вытягивание ниж­ ней коры с общим утоньшением континентальной коры до 10-20 км продолжается до момента ее разрыва в одной из зон и начала спрединга океанической коры. В целом несмотря на неоднозначность тракто­ вок природы пассивных окраин гондванских материков, можно счи­ тать определенным, что начинали они формироваться в условиях тол­ стой жесткой литосферы, а заканчивали в предспрединговое время в условиях разогретой пластичной литосферы, способной к значитель­ ному вытягиванию и тектоническому расслоению. По-видимому, ши-

3 5 9

Наиболее хорошо изучены мезозойские рифты вдоль берегов и на шельфах Северной Атлантики и именно для них в настоящее время имеется относительно наибольшее количество сейсмических профилей.

На востоке США по полосе Аппалач простирается Аппалачская или Ньюаркская позднетриасово-раннеюрская рифтовая система (рис. 3.35). Она формировалась до начала раскрытия Атлантики в пределах

Рис. 3.35. Северо-Атлантическая и Западно-Европейская триасовые рифтовые системы на реконструкции для позднего триаса. Сост. в основ­ ном по данным Циглера [Ziegler, 1989) с дополнениями [Никишин, 1992].

1 — докембрийские платформы; 2 — палеозойские складчатые области; 3 — об­ ласти с океанической корой; 4 — рифты и отдельные сбросы; 5 — сдвиги; 6 — зоны субдукции; 7 — оси спрединга; 8-11 — оси разновозрастного раскрытия океанической коры: 8 — средне-позднеюрского, 9 — раннемелового, 10 — позднемелового, 11 — кайнозойского; 12 — направления пропагации океанического рифтогенеза.

361

На шельфах западной и восточной частей Северной Атлантики имеется множество мезозойских палеорифтов, захороненных чехлами (рис. 3.37, 3.38). Среди этих палеорифтов будут отдельно рассмотрены те, которые не были непосредственно связаны с раскрытием Атланти­ ки, и те, которые входят в состав пассивных окраин океана и генети­ чески связаны с раскрытием последних (отметим, что это деление не во всех случаях будет строгим).

К первой группе относятся палеорифты Северного моря (Цент­ ральный, Викинг, Горн), Кельтского моря (бассейны Северо-Кельт­ ский, Южно-Кельтский, Святого Георга, Английского канала), СевероШотландского бассейна и др.

Палеорифты Северного моря изучены сравнительно хорошо [Ziegler, 1990; lliffe et al., 1991; и др.] По его оси простирается пояс грабенов Центральный-Викинг. Ширина их наиболее погруженной части составляет около 70 км (рис. 3.37). Согласно [Ziegler, 1990], рифтинг в Североморских бассейнах длился около 190 млн лет. Фазы рифтинга (разломообразования) устанавливаются для следующих эпох: начало триаса, граница нория-рэта, граница аалена-байоса, гра­ ница келловея-оксфорда, берриас, апт, альб, сеноман, палеоцен; при этом главные фазы рифтинга были в триасе и в средней-поздней юре. Вулканизм в слабой форме проявился в триасе, средней (основная фаза) и поздней юре и эпизодически в раннем мелу. Сводообразование было в средней юре. Палеорифт перекрылся начиная с позднего мела чехлом осадков.

Структура палеорифтов Северного моря сложная и трактуется не­ однозначно. На сейсмических профилях через северную часть грабена Викинг видно, что трог представлен серией полуграбенов с падением сбросов на восток с углами 30-60°. Сбросы диагонально пересекают верхнюю и среднюю кору и не ясно, доходят ли они до основания ко­ ры [Beach, 1986]. Возможно, они переходят в раздел Мохо [lliffe et al., 1991]. Центральный грабен в целом более симметричен, в нем главные сбросы поочередно располагаются то с западной, то с восточной сто­ роны [Morley et al., 1990]. Первоначальные полуграбены (Викинг и Центральный) в значительной степени осложнены более мелкими сбросами. Анализ структурной истории палеорифтов показывает [lliffe et al., 1991], что главная фаза разломообразования была в триасе.

Под палеорифтами Северного моря кора утоньшена. При этом по­ казано, что для объяснения наблюдаемой структуры коры палеориф­ тов необходимо, чтобы верхняя кора была растянута на 30 км для гра­ бена Викинг и на 25 км для Центрального грабена, а нижнюю кору нужно было растянуть соответственно на 120 и 100 км [Ziegler, 1990].

363

Рис. 3.37. Дорифтовые раннемезозойские рифтовые бассейны окраин Северной Атлантики [Tankard, Balkill, 1989].

Существует проблема в объяснении аномально большого утонынения коры под данными палеорифтами.

В пределах Кельтского моря сейсмическими методами выявлена це­ лая серия субпараллельных палеорифтов. Палеорифт пролива Святого Георга имеет ширину до 80 км и мощность рифтовых осадков до 12 км (рис. 3.39, 3.40). Он сложен отложениями перми (?) и мезозоя-кайнозоя.

364

Ф О) А N

o

2

4

6

8

10

12

14

CO Рис. 3.39. Сейсмические профили через осадочные бассейны района Кельтского моря [Dyment, 1990],

C\