Мы начнем описание строения и развития океанских бассейнов планеты с Атлантического океана, поскольку этот океан может считаться как бы модельным, подобно тому как Северная Америка- модельным континентом. При этом мы включаем в состав Атлантики Норвежско-Гренландский бассейн, который многие географы относят уже к Северному Ледовитому океану. Соответственно граница между Атлантическим и Арктическим океанами проводится по Шпицбергенскому разлому, касательному к северо-восточной Гренландии и западному Шпицбергену (Свальбарду). На юге граница Атлантики проводится нами по широте о-ва Буве - точке тройного сочленения Срединно-Ат-лантического, здесь заканчивающегося хребта с Американо-Антарктическим и Африкано-Антарктическим хребтами. Протяженность Атлантического океана в этом понимании составляет около 20 тыс. км, а его наибольшая ширина - 6 тыс. км. На всем этом протяжении примерно по оси симметрии океана протягивается Срединно-Атлантический хребет,типичный медленно-спрединговый, почти по всей длине осложненный риф-товой долиной. Его средняя глубина порядка 2,5 км; он разделяет океан на две полосы абиссальных котловин с глубиной 5-6 км. Срединно-Атлантический хребет пересекают многочисленныетрансформныеразло-мы, среди которых выделяется категория наиболее крупных, которые, во-первых, прослеживаются от одной окраины океана до другой и, во-вторых, разделяют океан на сегменты, различающиеся по времени своего раскрытия и, соответственно, особенностям структуры. Такие разломы были названы автором магистральными, а Ю.М.Пущаровским демаркационными, очевидно, по этому их второму свойству.
С севера на юг выделяются следующие сегменты (рис. 12-1): 1 - Норвежско-Гренландский, между Шпицбергенским разломом и Гренландско-Фарерским порогом^-Лабрадорско-Британский сегмент, между этим порогом и разломом Чарли-Гиббса;3-Ньюфаундлен-дско-Иберийский сегмент, между разломами Чарли-Гиббса и Азоро-Гибралтарским; 4-Центральный, между Азоро-Гибралтарским разломом и системой разломов Барракуда, Вима и Зеленого мыса; 5-Экваториальный, между этой системой разломов и разломом Романш; 6 - Южный, между разломами Ро-манш и Фолклендско-Агульясским; 7 - Приантаркти-ческий, между последним разломом и Американо-Антарктическим хребтом и о-вом Буве.
Двумя ответвлениями от основного Атлантического бассейна могут считаться Лабрадорское море с Баффиновым заливом на северо-западе и Бискайский залив на востоке, поскольку они образованы в процессе спрединга, оси которого сочленялись с основной осью спрединга Атлантики.
Континентальные окраины Атлантики почти на всем протяжении являются типично пассивными. На трех участках - к югу от о-ва Ньюфаундленд, вдоль северного побережья Гвинейского залива и касательно к Фолклендскому (Мальвинскому) плато и южной оконечности Африки они относятся к разряду трансформных. На двух других участках западных окраин океана они носят характер активных, сопровождаясь вулканическими дугами и глубоководными желобами - против Малой Антильской дуги и дуги Южных Сандвичевых островов. Первая дуга отделяет от Атлантики Карибское море, вторая - море Скотия (Ско-ша в английском произношении). На восточной стороне океана к этой категории может быть отнесена северная окраина Иберийского п-ова, по крайне мере до среднего миоцена.
Мы начнем характеристику Атлантического океана с Центрального сегмента- наиболее широкого, наиболее древнего и наилучше изученного, а затем проследуем на север и на юг.
Рубрика ‘Атлантический океан’ Category
Этот сегмент Атлантики расположен между побережьем США и Приморских провинциий Канады, а южнее - между Антильской дугой на западе и северозападной Африкой (Марокко, Мавританией, Сенегалом) на востоке, о его северном и южном разломных обрамлениях уже говорилось выше.
Срединно-Атлантический хребет (рис. 12-2) в данном сегменте образует плавный изгиб, обращенный выпуклостью к западу. Его ширина максимальна на севере, где достигает 1500 км, и уменьшается к югу до 130 км. Рифтовая долина на всем протяжении выражена четко. В пределах данного сегмента хребет пересечен четырьмя крупными трансформными разломами: Океанограф (35° с.ш.), Хейс (33° с.ш.), Атлантис (30° с.ш.) и Кейн (24° с.ш.) со смещениями до 150 км. Кроме того, хребет нарушен нетрансформными поперечными разломами, которые вместе с первыми пересекают хребет через каждые 20-100 км. Детальные исследования показали, что эта сегментация заметно влияет на изменение мощности и состава коры и верхней мантии по простиранию хребта - кора наиболее тонкая на участках пересечения разломами (так называемых нодальных). И здесь чаще всего наблюдаются выходы на поверхность дна серпентинизированных мантийных перидотитов. Вдоль оси хребта установлено также несколько полей металлоносных гидротерм. Заметные вариации выявлены и в поперечном профиле хребта и рифтовой долины - он может быть симметричным или асимметричным; разрывы, ограничивающие отдельные блоки гребневой зоны, могут быть наклонены к оси или от оси рифта.
К западу от срединного хребта расположена наиболее крупная и глубокая, до 5,8-6,0 км, котловина океана - Северо-Американская. Примерно в ее центре находится Бермудское поднятие - квазиизометричное, ограниченное уступами плато, увенчанное одноименными островами, сложенными неогеновыми известняками. Бурением установлено, что фундаментом поднятия являются океанские базальты аптского возраста, перекрытые мел-кайнозойским чехлом. Фундамент и нижняя часть чехла разбиты сбросами и имеют блоковое строение.
В северной части котловины почти на 1000 км в юго-восточном направлении от континентального подножья протягивается Новоанглийская цепь подводных гор, высотой до 2-3 км. Она находится на продолжении полосы Монтеригийских кольцевых щелочных плутонов Канадского щита и Северных Аппалачей, возраст которых раннемеловой.
Подводная окраина Северной Америки в пределах рассматриваемого сегмента характеризуется суживающимся к югу шельфом, за счет которого к югу от мыса Гаттерас развивается краевое плато Блейк, лежащее на глубине 900-2400 м, шириной до 240 км, ограниченное на востоке крутым, до 40°, эскарпом высотой до 3 км. Этот эскарп имеет подводно-эрозионное происхождение и формировался под влиянием глубинного контурного течения. На юго-западе Северо-Американская котловина ограничивается Багамским архипелагом, представляющим мощную карбонатную платформу на океанском основании.
Северо-Американская котловина пересечена целой серией примерно равноудаленных трансформных разломов, достигающих континентальной окраины. Наиболее крупным является Багамский разлом, ограничивающий с севера одноименную карбонатную платформу.
Континентальную окраину Северной Америки подстилает кора по крайней мере трех различных типов (рис. 12-3). В пределах прибрежной равнины и внутреннего шельфа распространена подвергшаяся рифтингу континентальная кора. Она отличается от развитой западнее нормальной континентальной коры мощностью >30 км несколько пониженной мощностью вследствие растяжения, и разбитостью сбросами, в остальном сохраняя сейсмические параметры, свойственные типичной континентальной коре. Восточнее, в довольно узкой (~20 км) полосе развита кора переходного типа от континентальной к океанской; это, по крайней мере, в верхней части утоненная и пронизанная мафитовыми дайками и силлами континентальная кора, подстилаемая (underplating) основными же интрузивами. Еще восточнее в более широкой полосе, включающей континентальный склон и подножье, распространен особый, краевой тип океанской коры, выделенный недавно. Он характеризуется заметно большей мощностью по сравнению с нормальной океанской корой прилегающей абиссальной равнины и сложен в верхней части базальтами, переходящими в сторону океана во 2-ой слой океанской коры, но отличающийся в 2-3 раза большей мощностью и присутствием наклоненных опять же в направлении океана отражающих сейсмических границ. Нижняя же часть разреза этой коры со скоростями продольных волн 7,1-7,5 км/с интерпретируется как образованная интрузивными мафитами повышенной магнезиальности; она, очевидно переходит к востоку в 3-й слой нормальной океанской коры. Предполагается, что образование коры данного типа происходило в самую начальную стадию спрединга, поскольку к ней приурочены линейные магнитные аномалии, параллельные основной спрединговой системе.
В кристаллическую кору двух первых типов врезаны грабены, вернее, полуграбены, отвечающие по-зднетриасовой-раннеюрской стадии рифтинга. Наиболее вероятно, что рифтинг реализовался по асимметричной модели Вернике, с поверхностью срыва (detachment), выходящей на западе. Выполнение риф-товых грабенов представлено континентальными обломочными осадками, базальтами и в самой верхней части солями; мощность этих отложений достигает 8 км! Переход от рифтовой стадии к дрифтовой (спре-динговой) совершился разновременно - в юго-западном субсегменте окраины (ныне относящемуся к США) в самом начале юры (200 млн лет т.н., сопровождаясь деформациями сжатия и внедрением силлов и даек диабазов, а в северо-восточном, Канадском субсегменте после этого магматизма - в начале средней юры (185 млн лет т.н.).
Пострифтовый разрез Северо-Американской континентальной окраины включает полную серию сред-неюрских-четвертичных отложений. Они выполняют полосу прогибов-бассейнов, в которых их мощность достигает 8-13 км,авместессинрифтовыми осадками до 16-18 км. Таких прогибов, вытянутых вдоль окраины и разделенных порогами, именуемыми платформами, насчитывается шесть. Границы этих платформ, на которых мощность чехла и полнота его разреза существенно убывают, совпадают с разломами, поперечными к краю континента. Размещены прогибы в пределах шельфа; вдоль их внешнего края простирается продолжающийся из Мексиканского залива барьерный риф, начало формирования которого относится к средней юре, а отмирание - к баррему на севере, альбу на юге. Противоположный борт прогибов совпадает с флексурой фундамента, погружающегося от 2-4 км до >8 км, и достаточно резким уменьшением мощности коры. В основании пострифтового разреза залегают обломочные осадки и эвапориты, а выше преобладают обломочные отложения, но в верхнем мелу, особенно на юге, они частично вытесняются мелом. После перерыва на границе мела и палеогена, возобновляется карбонатонакопление, причем относительно глубоководное, но начиная с олигоцена и доныне снова господствует отложение терригенных осадков.
В направлении абиссальной котловины глубоко-водность осадков естественно возрастает, а их мощность быстро уменьшается.
Весьма спокойное, субгоризонтальное залегание пострифтового комплекса нарушается сбросами в его нижней части, проникающими из синрифтового этажа, а также соляными и магматическими диапирами. Первые приурочены в основном к внешней кромке шельфа.
Эта узкая поперечная зона поднятий, с глубинами дна <1 км, увенчанная на западе крупным о-вом Исландия, а на востоке Фарерским архипелагом, отделяет описанный выше сегмент Северной Атлантики от Норвежско-Гренландского бассейна и достигает на востоке Шетландских о-вов. Ее пересекают соединяющие эти бассейны относительно глубокие прогибы: Гренландско-Исландский и Фареро-Шетландский; последний лежит на продолжении трога Роколл. Первоначально рельеф порога и повышенная мощность коры, особенно под Исландией, давали основание считать его полу погруженным континентальным мостом между Гренландией и Европой, но последующие исследования опровергли это представление и показали, что решающую роль в создании порога сыграл начавшийся в палеоцене и продолжающийся доныне на Исландии вулканизм. Как отмечалось выше, этот вулканизм объясняется активностью мантийного плюма, причем намечается его миграция в восточно-юго-восточном направлении, от Гренландии к Фарерам и Шотландии, но продолжение вулканизма на Исландии несколько нарушает эту картину. В локализации порога определенное значение могла иметь его приуроченность к зоне разломов, продолжающей линеамент Тейсейра-Торн-квиста Европы; эти разломы поддаются изучению в районе Исландии (см. ниже), а миграция вулканизма могла происходить вдоль них.
Остров Исландия, находящийся в центре порога, представляет исключительный интерес. По выражению французских ученых, Исландия «сидит верхом» на Срединно-Атлантическом хребте и в ее пределах существует уникальная возможность изучать активные оси спрединга в наземных условиях.
В структуре Исландии выделяются две рифтовые зоны: Восточная протягивается через весь остров, а в центре острова от нее отходит к юго-западу Западная рифтовая зона. Последняя на п-ове Рейкьянес сочленяется через трансформный разлом, именуемый Южно-Исландской сейсмической зоной, с осью спрединга хр.Рейкьянес. Западная зона у северо-восточного побережья острова через другой трансформный разлом -Тьернес, сочленяется со спрединговым хребтом Кол-бейнсей - современной осью спрединга южной части Норвежско-Гренландского бассейна. По этим двум трансформам Исландия оказывается смещенной примерно на 100 км к востоку по отношению к смежным сегментам Срединно-Атлантического хребта.
Это самый короткий, самый южный и самый древний сегмент Южной Атлантики - его раскрытие началось 135-130 млн лет назад, т.е. в самом конце юры -начале мела. Северным ограничением сегмента является магистральный Фолклендско-Агульясский трансформный разлом, простирающийся на западе вдоль северного ограничения Фолклендского (Мальвинского) краевого плато и достигающий на востоке юго-восточной оконечности Африканского континента, т.е., по существу, уходящего уже в Индийский океан.
Срединно-Атлантический хребет в пределах данного сегмента характеризуется сильно расчлененным рельефом, на юге с взаимно перекрывающимися отрезками рифтовых долин и аномально малой глубиной гребневой зоны, что объясняется повышенной интенсивностью магматизма, связанной с мантийным плю-мом в районе о-ва Буве. Этот остров расположен на южной границе сегмента, в зоне тройного сочленения Южно-Американской, Африканской и Антарктической литосферных плит. Здесь от Срединио-Атланти-ческого хребта к юго-западу ответвляется Американо-Антарктический спрединговый хребет, а к юго-востоку Африкано-Антарктический (Юго-Западио-Индо-океанский) хребет. Американо-Антарктический хребет - короткий, он протягивается от о-ва Буве к южному концу Южно-Сандвичевой дуги, находя свое продолжение в сдвиге вдоль южного ограничения дуги Ско-тия. В строении этого хребта трансформные разломы субширотного простирания имеют большую протяженность, чем разделенные ими меридиональные отрезки оси спрединга. Все три хребта, сходящиеся у о-ва Буве, отличаются крайне низкой скоростью спрединга - менее I см/г. Остров Буве представляет вулканическую постройку, возникновение которой произошло ~6 млн лет т.н. Как показали недавние российско-итальянские исследования (Э.Бонатти и др.), тройное сочленение Буве за последние 4 млн лет испытало значительную перестройку, которая продолжается и в современную эпоху.
На северо-западе Срединно-Атлантический хребет отделяется Фолклендской (Мальвинской) впадиной от одноименного плато, представлющего крупный выступ Южно-Американского континента, протягивающийся на 1000 км в широтном направлении. На севере Фолклендское плато ограничено, как уже отмечалось, Фолклендско-Агульясским разломом, отделяющим его от Аргентинской котловины следую-щего к северу сегмента Южной Атлантики, а на юге другой разлом отделяет это плато от Северного хребта Скотия. Вдоль обоих разломов простираются довольно глубокие желоба, а южный разлом сочетает черты левого сдвига и поддвига коры плато под дугу Скотия.
В восточной части Фолклендского плато над поверхностью океана выступают одноименные острова (Аргентина их называет Мальвинскими). На этих островах обнажается, а на периферии вскрыты бурением позднедокембрийский гранито-гнейсовый и палеозойский метаморфический фундамент, раннепалеозоские-девонские и верхнепалеозойские (включая тиллиты) отложения чехла, ранне- и среднеюрский рифтогенный вулканогенно-обломочный континентальный комплекс, пострифтовые морские отложения верхней юры, мела и кайнозоя. К западу от архипелага в структуре шельфа выделяется Мальвинский бассейн, заключающий более 7 км юрских и более молодых отложений. Этот бассейн отделен поднятием фундамента от Магелланова прогиба, расположенного уже на континенте. Подобно последнему, он развивался в кайнозое в качестве передового прогиба по отношению к восточному продолжению Патагонских Анд, образующему северный фланг дуги Скотия (см. раздел 6.3.3). Но первоначально Мальвинский бассейн возник в ранней-средней юре в качестве одного из рифтов начальной стадии распада Гондваны и имел северо-северо-запад-ную ориентировку. К востоку от Фолклендских о-вов глубины залегания акустического фундамента возрастают до 5-7 км и здесь вырисовывается еще один прогиб, отделяющий основную часть плато от банки Мориса Юинга на его восточном окончании, представляющей небольшой микроконтинент. В самом прогибе кора относится к океанскому типу, предполагается, что она образовалась в бате-келловее, в начальную фазу раскрытия рассматриваемого сегмента Атлантики.
К югу от Фолклендского плато западная окраина сегмента становится активной, совпадая с Южно-Сандвичевым глубоководным желобом и соответствующей ему зоной субдукции на востоке дуги Скотия, уже описанной в 6-й главе.
На востоке только что рассмотренный сегмент фактически не имеет континентального ограничения и сливается с Индийским океаном. К востоку от срединного хребта здесь располагается небольшая вулканическая возвышенность Метеор, а к югу от южной оконечности Африки котловина Агулъяс, так же относительно небольших размеров.
Данный сегмент занимает ключевое положение в структуре Атлантики, поскольку только с его раскрытием в середине мела произошло объединение Центральной и Южной Атлантики, до этого развивавшихся самостоятельно, в единый океанский бассейн, с окон-чательным разрушением континентального моста, ранее соединявшего Южную Америку и Африку.
Весьма примечательной и важной особенностью сегмента является так же наблюдаемое в его пределах
сгущение крупных трансформных разломов (рис. 12-14); их насчитывается 12 на расстоянии ~ 1700 км вдоль оси спрединга. Пограничными со смежными сегментами являются на севере разлом Зеленого Мыса (15°20' в зарубежной литературе), а на юге - разлом Романш; длина последнего достигает 4000 км; оба они, очевидно, относятся к разряду магистральных. Благодаря такому сгущению трансформных разломов ось спрединга срединного хребта разбивается здесь на большое число коротких, порядка 75 км, отрезков. Она испытывает в пределах сегмента суммарное смещение более чем на 1500 км к востоку относительно своего положения к северу от разлома Зеленого Мыса (из них 950 км по разлому Романш). Ширина срединного хребта здесь составляет всего 500-650 км, а рифтовая зона выражена системой кулисообразно расположенных ложбин глубиной до 4 км. Характерно проявление неоднократных, хотя и маломасштабных перескоков, а также прорастания (progradation) оси спрединга.
Строение самих зон трансформных разломов весьма сложное, что было особенно хорошо показано на примере наиболее крупного из них-разлома Романш (рис. 12-15). Сложность эта в значительной мере связана с изменением положения полюсов вращения плит в период развития разлома. Наиболее крупные разломы - Романш, Сан-Паулу, Вима, сопровождаются глубокими, от 4,5 до 5,2 км, желобами, а желоб Романш достигает рекордной для Срединно-Атлантического хребта глубины в 7856 м. Неудивительно, что при таком размахе вертикальных движений на поверхность дна оказались выведенными породы не только всего разреза океанской коры, но и верхней мантии. Кроме того, большую роль играют в зонах разломов протрузии сер-пентинизированных перидотитов, выраженных в рельефе этих зон. Одной из таких протрузии, достигшей уровня океана, является скалистый островок Св.Петра и Павла. Другая интерпретация этого выступа мантии - выведенный на поверхность фрагмент метасома-тизированной литосферной мантии.
Наряду с желобами в зонах трансформных разломов протягиваются параллельные им хребты. Весьма примечательно, что на некоторых из них сохранились останцы мелководных отложений иижнемелового и палеоцен-эоценового возраста. Не исключено и присутствие растащенных при раскрытии океана линз континентальных пород - ими могут быть породы о-ва Св.Петра и Павла.
Мощность коры и отдельных ее слоев испытывает в поперечном сечении зон разломов незначительные изменения, местами сокращаясь до полного выклинивания. Геофизические и петрохимические данные указывают на большую глубинность главных разломов, проникающих в мантию на глубину более 100 км, опять же, в частности, разлом Романш.
Срединный хребет в данном сегменте не сопровождается на своих флангах крупными глубоководными котловинами. На западной стороне такой котловины вообще не наблюдается, а на восточной имеется небольшая впадина Сьерра-Леоне непосредственно к северу от разлома Романш. Севернее, между этой впадиной и южным окончанием Канарской котловины расположено крупное одноименное поднятие. Симметрично по
отношению к этому поднятию Сьерра-Леоне по другую, южноамериканскую сторону хребта находится поднятие Сеара. Высказано предположение, что оба поднятия первоначально представляли одно целое, опять же, подобно Исландии, возникнув 80-75 млн лет т.н., т.е. в кампане, на оси срединного хребта и просуществовав в таком виде до эоцена, после чего расщепилось и распалось на две самостоятельные внутриплитные возвышенности.
Собственно южноамериканская континентальная окраина, подобно ее продолжению в более южном сегменте, характеризуется развитием системы периокеан-ских прогибов. Существенно иначе построена африканская окраина. В своей южной части она относится к трансформному типу. Связано это с тем, что здесь, вдоль северного побережья Гвинейского залива, протягивается продолжение разлома Романш. С этим разломом совпадает континентальный склон и переход от континентальной коры мощностью 23 км к океанской, пониженной (<6 км) мощности, совершается в полосе шириной всего 6 км. Кора в переходной зоне содержит в основании линзу повышенной плотности, которая интерпретируется либо как серпентинизированныи мантийный материал, либо как внедрение основной магмы на переходе от рифтинга к спредингу. Со стороны континента вдоль разлома Романш простирается краевая гряда, а между ней и берегом в районе Кот д'Ивуар выделяется прогиб, выполненный верхнемеловыми и кайнозойскими осадками.
Разлом Романш в районе Ганы подходит непосредственно к берегу, а восточнее это происходит со следующим к югу разломом Чейн, а затем и с разломом Шарко, которые смыкаются с разломами рифта Бенуэ в вершине Гвинейского залива в Нигерии. На другой стороне океана зона разлома Романш и непосредственно более северные разломы Экваториального сегмента продолжаются в Амазонский рифт в теле Южно-Американского континента.
Собственно развитие современого Атлантического океана началось около 200 млн лет т.н., в начале
юрского периода и происходило в процессе распада возникшего в позднем палеозое суперконтинента Пан-геи. Становление Пангеи осуществлялось в два этапа: сначала, в девоне окончательно закрылся океан Япе-тус и континенты Лаврентия и Балтика объединились в Лавруссию (или Еврамерику), а затем произошла коллизия Западной Гондваны с Лавруссией, Лаврус-сии с Сибирью, Сибири с Синокореей и образовалась Пангея. Можно считать, что Пангея сохраняла свою монолитность до середины триаса (235 млн лет), хотя в отдельных ее районах уже в перми и раннем триасе проявлялись процессы континентального рифтинга. Они затронули, в частности, гренландскую периферию Северной Атлантики. Но в полной мере эти процессы развернулись в позднем триасе - ранней юре.
К этому же времени относится мощная вспышка базальтового вулканизма, охватившая значительные площади по обе стороны будущей Центральной и Южной Атлантики.
В ранней и средней юре (200-150 млн лет) наступила первая фаза раскрытия Атлантики, затронувшая ее Центральный сегмент, сначала южную, затем северную ее часть (рис. 12-16). Переход от рифтинга к спредингу сопровождался базальтовым вулканизмом, частично его опережавшим (на севере), частично несколько запаздывавшим (на юге), и накоплением эвапоритов. Ось спрединга протягивалась в это время в северо-восточном направлении из Мексиканского залива через Центральную Атлантику в Лигурийский Тетис. Фактически на этой стадии Центральная Атлантика входила в состав Тетиса, разделявшего Лавразию и Гондвану,
В поздней юре (150-132 млн лет) завершилось раскрытие Центральной Атлантики вплоть до Азоро-Гибралтарского разлома; к концу юры ее ширина составляла 1300 км, а глубина 2,5-3 км. На западе ось спрединга перескочила из Мексиканского залива в Карибское море и протянулась отсюда в будущие Северные Анды с выходом через трансформу на соединение с одной из осей спрединга в Тихом океане. Скорость спрединга в Центральной Атлантике составила в юре 1,1 см/г.
В третью фазу, приходящуюся на неоком и ант (132-119 млн лет), началось раскрытие южного, Пата-гонско-Намибийского субсегмента Южной Атлантики между Фолклендско-Агульясским разломом и разломом Риу-Гранди. Ему непосредственно предшествовал трапповый магматизм Параны-Этендеки (Южная Америка и Южная Африка). Севернее, в Анголо-Бразильском субсегменте, в апте начался переход от рифтинга к спредингу. Спрединг распространился в северном направлении в эту фазу и в северной половине Атлантики - перешагнув Азоро-Гибралтарский разлом, он привел к раскрытию Ньюфаундлендско-Ибе-рийского сегмента.
Хотя скорость спрединга в Центральной Атлантике снизилась в начале мела до 0,7-0,9 см/г, ее ширина к концу эпохи составила уже 2300 км.
Следующая, четвертая фаза отвечает в общем апт-туронской эпохе спокойного магнитного поля (114-80 млн лет). Уже в начале этой фазы осуществился окончательный раскол Южной Америки и Африки с раскрытием Экваториального сегмента и соединение Южной и Центральной Атлантики. Другим событием явилось образование сфенохазма Бискайского залива и проникновение оси спрединга через разлом Чарли-Гиббса в трог Роколл. Скорость спрединга в Ценраль-ной Атлантике достигает 2,4 см/г.
Пятая фаза развития Атлантики охватывает сенон (80-67 млн лет). Главное событие конца этой фазы -продвижение оси спрединга Северной Атлантики в Лабрадорское море с отделением Гренландии от Северной Америки. Спрединг в Карибском море, Бискайском заливе, а также троге Роколл в эту фазу заканчивается. Спрединг в Центральной Атлантике замедляется до 1,6 см/г.
Новая, уже шестая фаза развития Атлантики начинается на рубеже мела и палеогена и охватывает палеоцен и эоцен (66-36 млн лет). Начало этой фазы знаменуется мощной вспышкой вулканизма в Северной Атлантике, обычно объясняемой появлением Исландского мантийного плюма. В начале фазы спрединг распространяется из Лабрадорского моря в Баффинов залив, но в конце ее эта ось спрединга отмирает. Зато начинается отделение Гренландии от микроконтинента Роколл с образованием спредингового хребта Рей-кьянес и раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна с первоначальным расположением оси спрединга в Норвежской котловине вдоль хребта Эгир. В эту же фазу начинается субдукция коры Бискайского залива под Иберийскую микроплиту, продолжающаяся до миоцена включительно. Скорость спрединга в Центральной Атлантике снижается до 1,3 см/г.
В общем же именно в эту фазу завершается формирование Атлантического океана на всем его протяжении от Шпицбергенского разлома до Американо-Антарктического хребта. Мало того, начинается раскрытие Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана, находящегося как бы на продолжении Северной Атлантики. Однако некоторые довольно важные изменения общего структурного плана произошли уже в начале следу щей фазы.
Эта, седьмая по счету фаза отвечает олигоцену и миоцену (36-5 млн лет). К ее началу относится оформление Антильской зоны субдукции. В середине миоцена на севере произошло другое важное событие -перескок оси спрединга к северу от Гренландско-Фарерского порога из Норвежской котловины в пространство между Гренландией и Исландским плато с образованием спредингового хребта Колбейнсей и обособлением Ян-Майенского микроконтинента. В конце данной фазы скорость спрединга в Цетральной Атлантике претерпела дальнейшее снижение-до 1,1 см/г.
Завершающая, плиоцен-четвертичная фаза развития Атлантики отмечена лишь одним крупным событием - образованием Южно-Сандвичевой зоны субдукции в связи с расщеплением дуги Скотия. Скорость спрединга в Центральной Атлантике сначала несколько возросла до 1,4 см/г., а затем снова снизилась до 1,3-1,2 см/г. в современную эпоху.
Данный сегмент по своей протяженности превышает Центральный и простирается от Фолклендско-Агу-льясского разлома на юге до разлома Романш на севере , разделяя Южную Америку (к югу от Амазонки) и Южную Африку (к югу от вершины Гвинейского залива).
Срединный хребет, здесь именуемый Южно-Атлантическим, простирается в этом сегменте почти меридионально и равноудален от окраин континентов. Его ширина с севера на юг уменьшается почти вдвое -от 1600 до 800 км, ширина гребневой части - от 400 до 200 км. Рифтовая долина, не выраженная на крайнем севере, появляется у о-ва Вознесения, достигая глубины более 4 км и окаймляясь гребнями высотой 2,7-2,5 км и менее. Хребет рассечен довольно большим числом трансформных разломов, среди которых наиболее крупными являются разломы Чейн, Шарко, Вознесения (8° ю.ш.), Св.Елены (17° ю.ш.), Риу-Гранди (27° ю.ш.), Гоф (40° ю.ш.). Смещения по этим разломам относительно невелики, но к местам их пересечений со срединным хребтом приурочен ряд вулканических островов и крупных гор вулканического проихождеиия; это о-ва Вознесения, Св.Елены, Три-стан-да-Кунья, Гоф. Все они в той или иной степени смещены к востоку относительно оси срединного хребта и сложены молодыми вулканитами щелочно-базаль-товой формации.
К западу от срединного хребта, между ним и окраиной континента выделяются две значительные глубоководные котловины -Бразильская (глубина 5,2-5,6 км) и Аргентинская (4,8-6,0 км), разделенные крупным поднятием Риу-Гранди сложного строения. Цоколь поднятия сложен щелочными базальтами сантонского возраста. Чехол образован карбонатными осадками сено-на-кайнозоя, которые вверх по разрезу и на склонах становятся более глубоководными. Ограничивающий это поднятие на севере одноименный разлом является одновременно южным ограничением расположенного северо-западнее и ближе к континенту краевого плато Сан-Паулу, лежащего на глубине 2,2-2,7 км, и подстилаемого континентальной или, скорее, переходного типа корой.
Разлом Риу-Гранди имеет важное значение в структуре данного сегмента Атлантики, поскольку он разделяет его на два субсегмента, отличающиеся по времени начала спрединга. Южный субсегмент, Пата-гонско-Намибийский, начал раскрываться уже в валан-жине и далее превратился в открытый морской бассейн, а в северный море стало проникать только в апте, когда здесь образовался узкий бассейн типа Красного моря, что привело в условиях жаркого и сухого климата к отложению толщ солей. Лишь в альбе здесь установился режим открытого, но еще относительно неширокого и неглубокого моря с отложением черных сланцев.
Южноамериканская континентальная окраина в северном субсегменте, между устьем Амазонки и разломом Риу-Гранди характеризуется развитием целой цепочки глубоких, до 10-12 км, периокеанских прогибов, примечательных своей нефтегазоносностью. Зарождение этих прогибов происходило еще в рифтовую стадию развития окраины, в оксфорде-неокоме, с накоплением обломочных осадков и излияниями базальтов; оно сменилось соленакоплением в апте и далее нормально морских осадков в альбе. С аптекой соленоснои толщей связаны интенсивные проявления диапиризма.
Это самый северный сегмент Атлантики, который, как указывалось выше, нередко относят уже к Северному Ледовитому океану. Он отделяется от последнего Шпицбергенской зоной трансформных разломов, проходящих касательно к северо-восточному окончанию Гренландии и юго-западному - Шпицбергена. Два крупных трансформных разлома - Ян-Майенский и Гренландский, разделяют этот сегмент на три субсегмента с разной ориентировкой осей спрединга и, соот-вественно, систем линейных магнитных аномалий.
Современная ось спрединга проходит в южном субсегменте вдоль .хребта Колбейнсей, возникшего в результате перескока этой оси к западу 13 млн лет т.н., в среднем миоцене. Хребет этот обладает сильно расчлененным рельефом и пересекается разломами нетранс-формного типа. Детальные исследования показали, что со времени своего появления структура и морфология этого хребта претерпевали неоднократную реорганизацию, вероятно, связанную с некоторым изменением направления спрединга. Она выразилась в сегментации ранее непрерывно протяженной оси спрединга нетрансформными разломами примерно на границе миоцена и плиоцена, а затем в перескоке этой оси и несимметричном спрединге.
Хребет Колбейнсей отделяется от окраины Гренландии довольно узким прогибом, а сама юго-восточная окраина Гренландии не только относится к типу вулканических окраин, но отличается особенно мощным проявлением магматизма, которое включало не только образование покровов плато-базальтов, но и ряда расслоенных интрузий габбро, в том числе известной Скаергаардской интрузии с возрастом 55 млн лет. Формирование этого комплекса протекало в три фазы: 62-59; 57-54 и 50-47 млн лет, т.е. в палеоцене, раннем и начале среднего эоцена.
На востоке хр. Колбейнсей также сопровождается лишь узким прогибом - трогом Ян-Майен, на котором расположено Исландское плато, восточная часть которого представляет микроконтинент Ян-Майен с мощностью коры ~ 15 км, указывающей на ее значительное растяжение. По западной периферии микроконтинента от о-ва Ян-Майен, лежащего на пограничном со следующим к северу субсегментом разломе, в направлении Исландии протягивается одноименный хребет. Его склон характеризуется типичной рифтогенной структурой, возникшей, очевидно, в палеогене, до начала спрединга между Гренландией и этим микроконтинентом. Восточнее хребта в структуре микроконтинента выделяется небольшой осадочный бассейн; в нем предположительно могут присутствовать, по аналогии с гренландской окраиной, палеозойские (D-P), а также более молодые (MZ-KZ) осадки. Восточная окраина микроконтинента, обращенная к Норвежской котловине, в противоположность западной и аналогично Норвежской окраине (см. ниже), является вулканической. Ее формирование относится к позднему палеоцену - раннему эоцену.
Норвежская котловина отличается сравнительно небольшими - до 3,6-3,7 км - глубинами. Посреди котловины проходит гряда с глубинами 2,5 и менее километров, отвечающая полупогребенному осадками спре-динговому хребту Эгир. Раскрытие котловины вдоль этого хребта продолжалось до раннего миоцена, после чего ось спрединга между Гренландией и Европой переместилась на другую сторону микроконтинента Ян-Майен. Особенностью Норвежской котловины является веерообразный рисунок линейных магнитных аномалий в виде пучка, расширяющегося к северу. Это может объясняться возраставшим к югу растяжением смежного микроконтинента Ян-Майен. Восточным ограничением Норвежской котловины служит Фаре-ро-Шетландский уступ. За этим уступом протягивается краевое поднятие Мере, сложенное палеоценовыми вулканитами, а между последним и узким Южно-Норвежским шельфом расположен рифтогенный прогиб того же названия, выполненный меловыми и кайнозойскими осадками.
В следующем к северо-востоку субсегменте Норвежско-Гренландского бассейна спрединговый хребет занимает более центральное положение, разделяя примерно равновеликие Гренландскую и Лофотенскую котловины. Этот отрезок Срединно-Атлантического хребта именуется хребтом Мона; он имеет достаточно типичное строение с рифтовой долиной глубиной 2,8-3,4 км. Обе обрамляющие его котловины неглубокие: Гренландская - от 3,6 до 3,8 км; Лофотенская - от 2,8 до 3,2 км. В обеих выявлены системы линейных магнитных аномалий, начиная с А24, отвечающей позднему палеоцену (58 млн лет).
Из двух окраин субсегмента к настоящему времени наилучше изучена Норвежская. В этом субсегменте она шире, чем в более южном; ей соотве-ствует здесь краевое плато Вёринг, отделенное уступом от Лофотенской котловины. В структуре этого плато, аналогично более южному сегменту, выделяется три элемента: краевое вулканическое поднятие, бассейн Вёринг и платформа Трёнделаг. Бассейн Вёринг является продуктом рифтинга конца юры - начала мела и заключает толщу меловых и кайнозойских осадков мощностью до 6 и более километров. Эта толща вмещает силлы основных магматитов и глиняные диапи-ры, пересекающие ее целиком. Мощность подстилающей континентальной коры составляет 20-25 км, а под краевым поднятием выявлена система наклоненных к океану отражающих площадок, отвечающих границам базальтовых покровов. В основании коры присутствует типичное для подобных вулканических окраин магматическое тело повышенной плотности со скоростями продольных сейсмических волн 7,0-7,4 км/с, мощностью до 8 км, которая уменьшается к северу .
В пределах Гренландской окраины также установлено существование континентального рифтогенного бассейна, формирование которого началось в позднем карбоне, но основной период развития приходится на мезозой.
Граница только что описанного субсегмента с третьим, наиболее северным субсегментом крайнего севера Атлантики четко выражена лишь по западную сторону срединного хребта, где она представлена ограничивающим одноименную котловину Гренландским трансформным разломом. Сам же хребет, плавно, но круто изгибаясь, приобретает меридиональное простирание и на этом самом северном участке называется хребтом Книповича. На севере его ограничиват Шпицбергенский трансформный разлом, параллельный Гренландскому и служащий северным ограничением Атлантики (в принятом здесь понимании) в целом. К западу отхр. Книповича между Гренландским и Шпицбергенским разломами выделяется небольшая котловина Бореас. На востоке Лофотенскую котловину замыкает разлом Сенья северо-северо-западного простирания, лежащий в одной полосе с Гренландским, но с ним не соединяющийся - между ними находится срединный хребет.
Восточная окраина данного субсегмента, прилегающая к Шпицбергену и Баренцевскому шельфу с о-вом Медвежьим, построена довольно сложно и своеобразно (данные Э.В.Шипилова и С.И.Шкарубо, в печати). Западная граница непереработанной континентальной коры четко совпадает с системой разломов Хорнсунн-Кнеллеген, а западнее этих разломов, на юге примерно до разлома Сенья, выделяется полоса шириной до 120-140 км переходной, т.е. сильно переработанной коры первично того же типа, простирающаяся на юге примерно до разлома Сенья, впрочем не строго совпадающего с границей переходной и океанской коры. В основном на эту зону наложен глубокий, выполненный олигоцен-плейстоценовыми отложениями мощностью до 10-11 км Поморский прогиб. Под этим прогибом фиксируется выступ верхней мантии, достигающий глубины 15-13 км. На юге Поморский прогиб сменяется базальтовым плато Вестбанкен палео-цен-эоценового возраста. В это же время в раннем эоцене на севере проявилась транспрессия с образованием Западно-Шпицбергенского складчато-надвигового пояса. Лишь затем, в раннем олигоцене, в самой северной части субсегмента начался спрединг.
Закончив с северной половиной Атлантического океана, обратимся теперь к южной, формирование которой так же протекало в направлении с юга на север.
Этот, следующий к северу сегмент Атлантики ограничен с юга трансформным разломом Чарли-Гиббса, простирающимся от северо-восточной окраины банки Орфэн-Нолл к южному побережью Ирландии и Бристольскому заливу, а с севера Гренландско-Исландско-Фарерским порогом. Сегмент устроен довольно сложно, что отражает его непростую историю.
Ось Срединно-Атлантического хребта смещается по разлому Чарли-Гиббса на 300 км к западу и таким образом хребет в данном сегменте оказывается приближенным к западной окраине океана. Он простирается сначала, на расстоянии около 100 км, в меридиональном направлении, перпендикулярно направлению спрединга, и затем отклоняется к северо-северо-востоку и выходит к п-ову Рейкьянес на юге Исландии, откуда произошло название этого сегмента срединного хребта - хребет Рейкьянес. Особенностью хребта Рейкьянес является, во-первых, косое, под углом 30°, простирание по отношению к направлению спрединга, происходящего в настоящее время со скоростью 1 см/г., и,
во-вторых, влияние мощного мантийного плюма под Исландией, возрастающее по мере приближения к острову. Так, рифтовая долина, хорошо выраженная в южной части хребта, к югу от 60° с.ш., с глубинами 2,5-2,9 км против 1,8-1,6 км обрамляющих гребней, отсутствует в северной части хребта, где вместо нее появляется осевое поднятие с глубинами менее 1 км, ограниченное крутыми уступами. Ширина хребта уменьшается на севере до 500 км против 800 км на юге. Хребет, протягивающийся на расстояние ~800 км, лишен трансформных разломов, единственный такой разлом отделяет его на юге от меридионального отрезка. Но хребет пересекается мелкими нетрансформны-ми разрывами, косыми по отношению к его простиранию, расположенными кулисообразно и перпендикулярно направлению спрединга. Такое же расположение обнаруживают молодые вулканические гряды в осевой зоне хребта. Все эти особенности объясняются косым растяжением.
На западе хр. Рейкьянес отделен от узкой континентальной окраины южной Гренландии так же довольно узкой коптовинои Гардар, а к югу от южной оконечности Гренландии и между ней и северо-восточным побережьем п-ова Лабрадор в северо-западном направлении простирается Лабрадорское котловинное море. Последнее обязано своим образованием спредин-гу, начавшемуся здесь в самом конце мела и продолжавшемуся до позднего эоцена.
Лабрадорское море отделяется на северо-западе порогом пролива Девиса от Баффинова залива. Его глубины возрастают в юго-восточном направлении, к открытому океану, от 3 до 4,5 км. В средней части котловины протягивается цепочка подводных гор - Сре-динно-Лабрадорская гряда, отвечающая древней оси спрединга. На юго-востоке она примыкает к флангу Срединно-Атлантического хребта, намечая здесь точку былого тройного сочленения осей спрединга.
В поперечном профиле Лабрадорская котловина построена асимметрично, что объясняется перескоком оси рифтинга и спрединга в течение ее формирования. Лабрадорская окраина значительно шире Гренландской, которая ограничивается крутым склоном. Под внешним шельфом и склоном Лабрадорской окраины установлен глубокий прогиб, выполненный мелководными песчано-глинистыми отложениями неокома-палеоцена, подстилаемыми берриас-готеривскими базальтами. Структура прогиба осложнена многочисленными сбросами, расчленяющими ее на систему горстов и грабенов; их образование, очевидно, связано со стадией рифтинга. Ось спрединга, начавшегося в позднем мелу, первоначально простиралась северо-восточнее раннемеловой рифтовой системы, чем и объясняется отсутствие раннемелового прогиба под Гренландской окраиной. В дальнейшем осадконакопление на лабрадорской стороне также было более мощным; общая мощность мела и кайнозоя достигает 6 км.
Строение Гренландской окраины Лабрадорского моря отличается некоторым своеобразием. Континентальная кора мощностью в 30 км резко, до 3 км, утончается под континентальным склоном, главным образом за счет выклинивания нижней коры. Далее в сторону моря ее мощность возрастает до 6 км благодаря появлению в ее основании слоя со скоростями 7,0-7,6 км/с мощностью в 4-5 км, распространяющегося на полосу шириной ~80 км.
ПроливДевиса, соединяющий Лабрадорское море с Баффиновым заливом, в подводном рельефе выражен порогом с минимальными глубинами менее 500 м. Порог отвечает, скорее всего, вулканическому сооружению, аналогичному Гренландско-Исландско-Фарер-скому порогу, рассматриваемому в следующем разделе. Предполагается, кроме того, что вдоль его оси проходит сдвиг, соединяющий оси спрединга Лабрадорского моря и Баффинова залива.
Баффинов залив расположен между о-вами Баффи-на, Девон и Элсмир на западе и Гренландией на востоке. Его глубины лишь несколько превышают 2 км, в основном из-за присутствия мощной толщи кайнозойских осадков. Между тем линейные магнитные аномалии, протягивающиеся сюда из Лабрадорского моря, показывают, что осевая часть залива подстилается корой океанского типа. В северной части залива сейсмические скорости позволяют предполагать, что вместо нормальной океанской коры осадки здесь подстилаются серпентинизированными породами мантии, выступ которой образовался в начальную стадию амагмати-ческого рифтинга. Начало последнего совпало с границей мел/палеоген; в интервале 57-54 млн лет т.н. преобладали сдвиговые смещения, а между 54 и 34 млн лет т.н. они сменились сжатием - это так называемый орогенез Юрика, проявившийся и на Шпицбергене.
На северном окончании Баффинова залива от него в северо-восточном направлении отходит узкий пролив Нарес, отделяющий Землю Элсмира от Гренландии, а на запад - пролив Ланкастер - западное звено системы широтных проливов, отделяющих северные о-ва Канадского Арктического архипелага от южнь'и. Таким образом, здесь находится тройное сочленение типа рифт (Ланкастер) - рифт (Баффинов залив) - трансформный разлом (пролив Нарес) с левосторонним смещением.
Возвратимся теперь к восточной половине сегмента. Хребет Рейкьянес граничит на востоке с Исландской котловиной, расположенной к югу от одноименного острова, а последняя примыкает к плато Роколл, представляющему типичный микроконтинент, с мощностью коры в 30-32 км и хорошо выраженным гранитно-метаморфическим слоем. Оно имеет грубо прямоугольные контуры и вытянуто, как и все структуры данного сегмента, в северо-восточном направлении. От европейской континентальной коры оно отделено трогом Роколл, рассматриваемым ниже. Поверхность плато лежит на отметках менее 1 км и увенчана несколькими банками с небольшими островами. На них обнажаются гранулиты и граниты раннепротерозойского возраста, а также палеогеновые базальты и поздиеме-ловые-палеогеновые интрузивы. Таким образом, фундамент плато идентичен фундаменту на крайнем юге Гебридского массива Шотландии (террейн Ислей, см. раздел 4.3).
Северо-западная, обращенная к Исландской котловине окраина плато Роколл, по данным сейсмики и бурения, представляет такую же типичную вулканическую окраину, как и окраина Северной Америки к югу от Новой Шотландии, окраины Гренландии и Норвегии, рассматриваемые ниже.
Трог Роколл, отделяющий плато Роколл от континентальной окраины Шотландии (Гебрид) и Ирландии, имеет то же северо-восточное простирание, глубины от 1 до 4 км на юге, замыкается на севере порогом Вай-виль-Томсон между Фарерами и Шотландией и ограничивается на юге разломом Чарли-Гиббса, а на юго-востоке банкой Поркьюпайн. Мощность коры в прогибе уменьшается до 13-17 км против порядка 30 км в ближайшем обрамлении. Мощность осадочно-вулка-ногенного выполнения 5-6, возможно до 8 км. Природа консолидированной коры под прогибом остается не вполне ясной - она может быть утоненной континентальной (т.е. переходного типа), вероятно, с внедрениями основных магматитов, либо океанской; не установлен и возраст этой коры, поскольку здесь можно ожидать проявления нескольких фаз рифтинга - в конце
карбона - начале перми, в конце триаса - начале юры, в середине мела. Бурением и сейсмикой установлено присутствие нижнемеловых синрифтовых осадков и вулканитов, верхнемеловых пострифтовых осадков, палеоценовых вулканитов и интрузивов. Так что наиболее вероятное время образования трога Роколл в современном виде - это конец раннего - начало позднего мела.
История формирования Лабрадорско-Британско-го сегмента по данным бурения, сейсмики, линейным магнитным аномалиям, датировке вулканитов вырисовывается в следующем виде. Спрединг к концу раннего мела, распространяясь с юга, остановился у разлома Чарли-Гиббса. Вероятно, уже в альбе ось спре-динга проникла в трог Роколл, отделив микроконтинент Роколл от Евразии, а в конце мела она распространилась и к северо-западу, положив начало отделению Гренландии от Северной Америки и образованию Лабрадорского моря. В начале палеоцена спрединг распространился и на Баффинов залив. Палеоцен был вообще временем крупных событий во всей Северной Атлантике и Арктике. К этой эпохе относится также отделение плато Роколл от Гренландии и образование спредингового хребта Рейкьянес, а затем и обрамляющих его котловин, а равно более обширного Норвежско-Гренландского бассейна и, наконец, Евразийского бассейна в Северном Ледовитом океане. На площади диаметром в 2000 км от Баффиновой Земли до северо-западной Шотландии и от южной Норвегии до южной части плато Роколл это событие сопровождалось, а частично и предшествовалось мощной вспышкой базальтового и пикритового вулканизма, заставляющей предполагать подход здесь к утоненной литосфере верхушки огромного мантийного плюма или нескольких плюмов (минимум трех) меньших размеров. Исландский плюм - реликт этого гигантского плюма или группы плюмов, первоначальный центр которого находился под южной Гренландией.
Спрединг в Лабрадорском море - заливе Баффина, прекратился к концу эоцена, а в троге Роколл еще значительно раньше, в середине позднего мела, и с этого времени сосредоточился в хребте Рейкьянес, где и продолжается, со скоростью 1 см/г., в современную эпоху.
Этот сегмент, более узкий, чем предыдущий, простирается от о-ва Ньюфаундленд с его обширной подводной окраиной до Кельтского моря, подступов к Ла-Маншу (Western Approaches), Бретани, Бискайского Залива и Иберийского п-ова. Его южным ограничением на западе служит Ньюфаундлендский трансформный разлом, на востоке Азоро-Гибралтарский разлом, северным ограничением -разлом Чарли-Гиббса. Средин-но-Атлантический хребет в пределах сегмента образует изгиб, обращенный выпуклостью к востоку. Он обладает шириной порядка 1000-1300 км; рифтовая долина выражена хорошо и имеет глубину порядка 2,5-4,0 км, а отдельные пики гребневой части поднимаются до отметки <1км. Хребет рассечен небольшими трансформными разломами; самый заметный разлом -разлом Курчатова на 41° с.ш.
Срединный хребет местами спускается к смежным абиссальным равнинам довольно крутыми ступенями. К западу от него выделяется сравнительно небольшая и неглубокая (4,5-5,0 км) Ньюфаундлендская котловина. Эта котловина примыкает на западе к широкой (400-500 км) подводной окраине Ньюфаундленда и Новой Шотландии. На восточном краю обширного шельфа расположена Большая Ньюфаундлендская банка с глубинами 50-100 м, а вдоль северо-восточной окраины - банки Орфэн-Нолл и Флемиш-Кэп (глубины 150-300 м). На восток от Большой банки тянется цепочка вулканических гор, возникших, вероятно, вдоль трансформного разлома.
Осадочный чехол на Ньюфаундлендской окраине обладает большой, до 12 км, мощностью и в районе Большой банки выделяется довольно крупный прогиб - нефтегазоносный бассейн Жанны д'Арк. В основании чехла залегают верхнетриасовые континентальные обломочные красноцветы, очевидно отвечающие стадии рифтинга. Они перекрываются соленосной формацией раннеюрского возраста, с которой связаны проявления соляного диапиризма, а выше следуют уже морские карбонатно-терригенные пострифтовые отложения средней и верхней юры, мела и кайнозоя.
Сейсмические данные по канадской окраине сегмента показали, что характерное для более южного сегмента глубинное строение с развитием в переходной зоне от континентальной к океанской коре магматического блока здесь не наблюдается, т.е. данная окраина относится уже к «авулканическому» типу.
Восточная половина сегмента, примыкающая к Европейскому континенту, построена сложнее западной. Здесь выделяется две котловины: северная, Западно-Европейская, и южная, Иберийская. Первая включает абиссальную равнину Бискайского залива глубиной 4,5-4,8 км; глубины второй до 5,1-5,2 км. Юго-восточнее Иберийской котловины и непосредственно севернее зоны Азоро-Гибралтарского разлома лежит еще небольшая впадина Тагус, ограниченная на западе меридиональной грядой Торе, на южном продолжении которой уже по ту сторону Азоро-Гибралтарского разлома находится о-в Мадейра.