Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)
.pdfПредполагается, что в перми (?)-юре рифт испытывал общее погруже ние без значительного разломообразования [Bois et a l 1990] (рис. 3.41) (хотя и не исключено триасовое разломообразование). Главная фаза разломообразования была примерно на границе юры и мела. Палеорифт пролива Святого Георга представлен крупным полуграбеном, ограниченным с юго-востока крутым сбросом, вероятно, выполаживающимся на глубине 14-15 км (рис. 3.42).
С С З ЮЮВ
о
2
4
6
8
10
12
14
км
Рис. 3.42. Сейсмический профиль SWAT-2 через бассейн Святого Ге орга и его интерпретация [Dyment, 1990].
Северо-Кельтский палеорифт представлен квазисимметричным оса дочным бассейном шириной 60-80 км и мощностью рифтового чехла до 9 км. Для него намечаются две фазы рифтинга: триасовая (?) и примерно на границе юры и мела (рис. 3.39, 3.40). Палеорифт ограничен крутыми сбросами. Южно-Кельтский палеорифт сходен с Северо-Кельтским, но ограничен как крутыми, так и листрическими сбросами, главный из ко торых, возможно, выполаживается в средней коре (рис. 3.43, 3.44).
367
Рис. 3.43. Сейсмический профиль SWAT-4 и его интерпретация через
бассейн Южно-Кельтского моря.
UJ-LC — верхняя юра-нижний мел, T - U — триас-нижняя юра, Variscan Front —
варисцийский фронт (надвиг) [Dyment, 1990].
Рис. 3.44. Один из сейсмических профилей через бассейн Южно-
Кельтского моря.
1 __основание палеогена, 2 — основание мела, 3 — основание юры, 4 — основа ние перми или триаса, 5 — пермь-триас, 6 — фундамент [Coward, Trudgill, 1989].
Бассейн залива Плимот (рис. 3.45) представлен синклиналевидной депрессией, слабо нарушенной разломами, выполненной отложениями перми-триаса мощностью до 10 км, а вдоль его южного борта на него наложен юрский бассейн. К западу данный бассейн переходит в сход но устроенный Западный смежный бассейн.
Перечисленные выше бассейны (Святого Георга, Северо-Кельт ский, Южно-Кельтский, Плимот, Западный смежный) объединяют следующие общие черты: (1) для допозднеюрского времени значитель-
368
PLYM O U TH BAY |
ENGLISH C HAN N EL |
Ш2
II 3 lllllllllll 4 - 5
[llli 6
Ш7
NW |
W ESTERN APPROACHES |
|
SE |
|
12000 |
102 |
1000 |
2000 |
2000 |
Рис. 3.45. Разрезы через осадочные бас сейны ЛаМанша и Па рижский бас сейн.
1 — третичные отложения, 2 — верхний мел, 3 — нижний мел (в ос новном вельд), 4 — верхняя юра, 5 — нижняя-средняя юра, 6 — пермь и триас(пунктиром показано несогла сие между пермью и триасом), 7 — па леозойские осадки [Bois et al., 1990].
ON |
Vertical exaggeration 10 |
NO |
|
ное разломообразование не проявлялось; (2) они выполнены осадоч ными сериями мощностью до 10-12 км; (3) их типичная ширина 6080 км; (4) сейсмическое Мохо под ними залегает субгоризонтально (отсутствует «шейка» в коре) [Dyment, 1990]; (5) под многими из них имеются общекоровые позднепалеозойские надвиги (надвиг «Варисцийский фронт» под Северо-Кельтским бассейном, сутура Лизард под бассейном Плимот); (6) крутые и листрические сбросы формирова лись в основном в конце юры и они или затухают в средней коре, или выполаживаются в ней.
Происхождение данных бассейнов загадочно. Учитывая их значи тельную ширину, допускается, что это были зоны общелитосферного и корового утоньшения. Затем в результате неясных процессов «шейка» коры была «залечена» какими-то процессами в мантии или в нижней коре [Dyment, 1990; Sibuet et al., 1990]. Автор, не исключая описанного выше варианта, допускает, что у данных палеорифтов Мохо и в про цессе рифтинга не деформировалась, а при общелитосферном утоньшении было нейтральной поверхностью (рис. 3.46). Такое, вероятно, может быть в случае отсутствия жесткого верхнемантийного слоя.
* |
* |
* |
х |
х |
х * |
* |
* |
_He£jqaa^^jnoBepxHOCTb_______ * |
* |
* |
|||||
|
|
|
|
|
|
*— Мохо—- |
|
X |
X |
X |
X |
X |
- |
|
|
хX х х X х
Нейтральная поверхность
—— Мохо —
* |
X X |
X |
X |
X X X к |
|
X |
X |
X |
X X |
, X х |
—Мохо — |
|
|
|
|
|
Нейтральная поверхность
Рис. 3.46. Три возможных варианта деформации подошвы коры в ус ловиях шейкообразного утоньшения условно предполагаемой пластич ной литосферы.
При шейкообразном утоньшении литосферы существует одна нейтральная неизгибаемая поверхность. При определенных соотношениях толщин коры и литосферы и определенном распределении вязкости в разрезе литосферы нейтральная поверхность может быть приурочена к поверхности Мохо. Допускается, что в случае рифтов Кельт ского моря реализовывался вариант 2 [Никишин, 1992].
Северо-западнее Шотландии в районе Гебридского шельфа сейс мическим профилированием установлена значительная по своей ши
370
рине зона мезозойского растяжения и сбросообразования [Stein, Blundel, 1990; Reston, 1990; Duindam, van Hoorn, 1987; Ziegler, 1990]. На сейсмическом профиле (рис. 3.47, 3.48) отчетливо видна серия од нополярных верхнекоровых полуграбенов, ограниченных пологими сбросами с запада. Типичная ширина полуграбенов 20-30 км, их оса дочные серии образуют выполаживающиеся кверху моноклинали. К западу серия полуграбенов переходит в глубоководный трог Рокалл. Замечательным для данной зоны является наличие верхнемантийного пологого разлома Фланнан, отчетливо заметного на сейсмических профилях (рис. 3.48).
50 km
I___________ I
Рис. 3.47. Глубинные сейсмические профили вокруг Великобритании, на которых видны разломы в верхней мантии.
М — Мохо (подошва коры) [Reston, 1990]. Один из профилей показан также на рис.
3.48.
Геологическое строение данной зоны растяжения сложное [Duindam, van Hoorn, 1987]. Здесь выделяется серия девонских бассей-
371
N O IS Y P A N E L
PIN
Рис. 3.48. Сейсмический профиль DRUM (а) и его интерпретация (б) [Reston, 1990].
нов в виде полуграбенов; их в большинстве случаев наследует серия пермо-триасовых полуграбеновых бассейнов и на них наложена с иным структурным планом система позднеюрско-меловых полуграбе нов. Последние формировались в самом конце юры-начале мела, а до полнительная фаза растяжения была в кампане-маастрихте. Пермотриасовые рифты, как правило (но не всегда), образовывались за счет обратных скольжений по зонам каледонских надвигов [Duindam, van Hoorn, 1987] (рис. 3.49).
Во время юрско-мелового растяжения из девонских и пермотриасовых сбросов активизировались только те, которые имели вос точное падение, и заложилась новая система пологих сбросов с вос точным падением. Согласно моделям [Stein, Blundel, 1990; Reston, 1990] структура данной мезозойской зоны растяжения объясняется отодвиганием к западу банки Рокалл относительно фиксированной Шотландии в условиях пластичного нижнекорового слоя и хрупких верхнекорового и подкорового слоев (рис. 3.48).
К мезозойским континентальным рифтам относится также бассейн Парентис (рис. 3.50, 3.51), ранее, вероятно, связанный с аптской осью
372
DEVONIAN
0
5
10
NW |
EARLY JURASSIC SE |
NW |
WESTRAY RIDGE |
RECENT SE |
0 |
|
|
|
|
|
|
|
5 |
|
|
|
10 |
Рис. 3.49. Реконструкция истории формирования |
континентальной |
окраины Западной Шотландии [Duindam, Van Hoorn, 1987].
спрединга в Бискайском заливе [Hiscott et al., 1990]. Ширина бассейна 60, мощность чехла — до 10 км. В триасово-юрское время бассейн был пологим прогибом с вероятными раннеюрской и позднеюрской фазами слабого разломообразования [Hiscott et al., 1990]. Главная фаза рифтинга была в раннем мелу-начале позднего мела. Затем бассейн испытывал общее синеклизное погружение. Палеорифт характеризу ется резко приподнятой поверхностью Мохо (рис. 3.52). В целом па леорифт является асимметричным полуграбеном с основным южным сбросом. Возможно, этот сброс выполаживается в нижней коре.
В состав пассивной окраины Северной Атлантики входит много ме зозойских рифтогенных бассейнов, заложившихся на литосфере палео зойских коллизионных поясов. Их реконструкции для дорифтового вре мени показаны на рис. 3.53, 3.54. Они формировались уже после фазы позднетриасово-раннелейасового континентального рифтинга. Среди данных рифтогенных бассейнов здесь будут в качестве примеров рас смотрены полоса впадин в районе Грэнд Банки у Ньюфаундленда (рис. 3.38) и полоса впадин западнее линии шельфов Ирландии-Иберии.
373
Для додрифтовой реконст рукции данной континен тальной рифтовой систе мы отчетливо видна асим метрия (рис. 3.54). Она выражена, во-первых, в характере структуры рифтовых бассейнов, разном в ее восточной и западной частях, а во-вторых, в том, что ось последующего раскола и раздвига коры проходила не по осевой зоне рифтовой системы [Hiscott et al., 1990; Tankard, Welsink, 1988]. Ширина данной рифтовой системы, формировавшей ся в поздней юре-раннем мелу, составляла 600-800 км. В нее входила система субпараллельных проги бов шириной по 20-40 км. Классическим примером приамериканских впадин является бассейн Жанна д’Арк [Tankard, Welsink, 1988; Hiscott et al., 1990]. Он формировался в тече ние пяти фаз рифтинга в келловейско-аптское вре мя и является асиммет ричным грабеном с глав ным листрическим запад ным сбросом, выполаживающимся в нижней коре (рис. 3.38). Мощность рифтового комплекса в бассейне достигает 15-22 км. Большинство бассей нов, судя по данным сейс-
374
km О |
О km |
_IO
О km
10
375
Рис. 3.51. Структурная эволюция бассейна Парентис вдоль профиля ECORS в Бискайском заливе [Bois et al., 1990].