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.
Posts Tagged ‘Сегмент’
Раннепротерозойский комплекс развит в Африке уже в двух разных формах - в качестве платформенного
чехла в пределах сохранивших свою устойчивость эок-ратоиов и в составе интенсивно складчатых и метамор-физованных подвижных систем - протогеосинклина-лей. Чехольные образования будут рассмотрены несколько ниже, а сейчас мы остановимся на комплексах подвижных систем.
Структурный план будущей Африканской платформы в раннем протерозое, как и на других до-кембрийских платформах, в частности Северо-Американской, определялся мозаикой устойчивых глыб эпиархейской континентальной коры - эократонов, разделенных и позже спаянных линейными раннепро-терозойскими складчатыми системами. Из них особое место принадлежит гранулит-гнейсовому поясу Лимпопо, разделяющему эократоны Каапвааль и Зимбабве и протягивающемуся на 700 км в близширотном направлении между ними. До недавнего времени пояс Лимпопо рассматривался как позднеархейская структура, но теперь доказано, что главные деформации и метаморфизм он испытал 2,0 млрд лет т.н., что лучше согласуется с фактом его надвигания на эократон Зимбабве, кратонизированный не ранее 2,5 млрд лет т.н. В поперечном профиле пояса различают две краевые и центральную зоны. Краевые зоны представляют переработанные и метаморфизованные до гранулитовой фации окраины гранит-зеленокаменных областей, соответственно, кратонов Каапваальского и Зимбабве. Обе они надвинуты на незатронутые этой переработкой основные части этих кратонов, причем наибольшее надвигание испытала северная краевая зона. Центральная зона отделена от краевых крупными сдвигами, по которым она смещена к западу относительно последних.
В строении центральной зоны различают «фундамент», представленный гнейсами (парагнейсами) с возрастом 3,3 или более миллиардов лет, и метаосадоч-ный «чехол», состоящий из парагнейсов, кварцитов, карбонатов, железистых кварцитов и амфиболитов. Весь этот комплекс вмещает весьма крупные тела расслоенных основных-ультраосновных включая габбро-анортозиты интрузий, датированных в 3,2-3,1 млрд лет. Таким образом в центральной зоне выведены на поверхность допозднеархейские образования. Но здесь присутствуют и более молодые, превращенные в гнейсы гранитные плутоны позднеархейского - 2,7-2,5 млрд лет, возраста.
Исследователи довольно единодушно рассматривают образование пояса Лимпопо как результат коллизии эократонов Каапвааль и Зимбабве. Однако остается неясным масштаб растяжения и степень деструкции континентальной коры, которые должны были происходить на стадии заложения пояса. Отсутствие офиолитов говорит против образования на месте будущего пояса бассейна с корой океанского типа, но, с другой стороны, значительные различия в структуре и истории развития в архее эократонов Каапвааль и Зимбабве заставляют допустить, что они первоначально должны были находиться на значительном расстоянии один от другого и могли испытать встречное переме-щенеие как вкрест простирания, так и вдоль простирания современного пояса Лимпопо. О существенной деструкции континентальной коры свидельствует вторжение в нее большого объема мантийных выплавок, давших начало расслоенным мафит-ультрамафитовым интрузиям.
Так или иначе, к 2,0 млрд лет т.н. эократоны Каапвааль и Зимбабве уже оказались спаянными в одно целое, известное под названием кратона (протоплатфор-мы) Калахари, а по его периферии развивались подвижные системы (рис.7-6). В западном обрамлении кратона это системы Магонди против эократона Зимбабве и Кейс против эократона Каапвааль. Обе эти системы сложены мощными толщами мелководных обломочных и карбонатных осадков с участием основных вулканитов, отвечающих, очевидно, проксимальной части пассивных окраин эократонов. В системе Магонди намечается переход к западу в более глубоководные отложения, а в системе Кейс к востоку в отложения платформенного чехла (см. ниже). Толщи, слагающие обе системы, сложно дислоцированы, в системе Кейс вплоть до образования тектонических покровов, сорванных с фундамента, очевидно архейского, и в целом надвинутых на смежные эократоны. Метаморфизм от зеленосланцевой до амфиболитовой и даже гранулитовой фации. Обе системы развивались в интервале 2,0-1,7 млрд лет, т.е. во второй половине раннего протерозоя.
Другая, более протяженная, чем Магонди и Кейс, раннепротерозойская складчатая система огибает с юго-запада и юго-востока Танзанийский эократон . Западный ее отрезок носит название Рузизи, или Убенди, а восточный - Усагара; ее общая протяженность превышает полторы тысячи километров. Система сложена мощной толщей метапсаммитов, в основном кварцитов, и метапелитов с участием мета-карбонатов и амфиболитов. Метаморфизм достигает амфиболитовой, а местами и гранулитвой фации, породы в сегменте Убенди в значительной степени превращены в гнейсы. Дислоцированность отложений довольно высокая, отмечается существенная роль молодых сдвигов. Деформации протекали в две фазы, между 2,0 и 1,8 млрд лет т.н. В сегменте Усагара основной складчатый комплекс несогласно перекрывается мощной толщей андезитов и риолитов, прорванной плутонами гранитоидов. Сегмент Убенди дополнительно испытал воздействие событий в соседней с юга сред-непротерозойской системе Ирумид (см.ниже).
Севернее Танзанийского эократона, вдоль северозападного побережья озера Виктория простирается еще одна раннепротерозойская система - Рувензори. По составу слагающих отложений, интенсивности метаморфизма и дислокаций и возрасту последних она вполне сходна с системой Рузизи-Убенди-Усагара. Отметим лишь, что среди системы Рувензори имеются выходы архейского фундамента, что, впрочем, вероятно и для системы Убенди-Усагара, и сильнее проявилась мигматизация. Последнее относится и к еще одной складчатой системе того же возраста в Экваториальной Африке - Кимезийской, простирающейся вдоль атлантического побережья от Габона до Анголы в тылу позднепротерозойской системы Западных Конголид (см. ниже). Существенно иными особенностямии отличается пояс раннепротерозойской складчатости, простирающийся в меридиональном направлении через Северо-Западную Африку и включающий восточную часть Регибатского массива, смежный с востока Туарегский массив (Ахаггар), а на юге большую, центральную и восточную, часть Леоно-Либерийского (Майского) массива . Именно в этой последней области пояс наиболее типично развит; здесь слагающие его отложения были выделены под названием бирримия, а заключительная для них складчатость получила наименование эбурнейской; она проявилась в две фазы: 2,1 и 1,9 млрд лет т.н. По типу своего строе-ниия область развития бирримия весьма сходна с гра-нит-зеленокаменными областями архея. Ее аналогом и, вероятно, первоначальным продолжением по другую сторону Атлантики является область Гвианского щита, охваченная трансамазонской складчатостью, одновозрастной эбурнейской. Соответственно, в ее структуре выделяются удлиненные в северо-северо-восточном направлении троги, выполненные в различных пропорциях вулканитами и терригенными осадками, метаморфизованными преимущественно в зеле-носланцевой фации. Вулканиты представлены метабазальтами и в меньшем количестве риолитами, дацита-ми и их пирокластолитами. Эти троги разделены полосами развития более древних гнейсов и более молодых, эбурней-ских, гранитоидов. По своему химизму эти гранитоиды принадлежат к I типу и являются, следовательно, ювенильными, свидетельствуя о заложении Бирримской области на коре океанского типа. Нижние части разреза трогов выполняют более узкие структуры, верхние - более широкие и пологие. Отложения смяты в прямые узкие, до изоклинальных складки.
Несогласно на бирримский комплекс наложены впадины, очевидно рифтогенные, выполненные грубо-обломочной континентальной тарквийской молассой, известной своей золотоносностью (отсюда колониальное название Ганы - Золотой Берег).
Как отмечалось выше, область развития бирри-мия находит свое северное продолжение по другую сторону синеклизы Таудени в восточной части Регибат-ского массива, где развиты граувакки и вулканиты, несогласно перекрытые кислыми вулканитами включая игнимбриты и прорванные комагматичными им гранитоидами с возрастом 2,0-1,8 млрд лет. Среди этих гранитоидов присутствуют кольцевые интрузии щелочных разностей и граниты типа рапакиви. Еще выше, уже почти горизонтально залегает слабо или вовсе не метаморфизованная моласса. Выходы нижнего протерозоя, в основном эбурнейских гранитов, известны еще севернее в Анти-Атласе, отделенном от Регибатского массива синеклизойТиндуф, на самом краю Африканской платформы.
Складчатый нижний протерозой развит в Северной Африке и в более восточной полосе, проходящей через Ахаггар (Туарегский массив) и далее с перерывом на юг в Бенин-Нигерийский массив (см. рис.7-5). Здесь состав этих образований существенно иной, чем в описанной выше западной полосе: он представлен кварцитами, сланцами, мраморами, гнейсами, амфиболитами, вероятно первично представлявшими шель-фовые образования, возможно даже платформенный чехол. Но они интенсивно дислоцированы, вплоть до образования покровов, и метаморфизованы от амфи-болитовой до гранулитовой фации, включая образование чарнокитов, а также прорваны многочисленными плутонами гранитоидов. Возраст метаморфизма и гранитизации 2,1-1,8 млрд лет.
Выходы нижнего протерозоя имеются и в Северо-Восточной Африке, в частности в небольшом массиве Увейнат на границе Ливии, Египта и Судана. Здесь на поверхность выведены породы архея, а также мигматиты и граниты с возрастом ~1,8 млрд лет. Наконец, еще значительно восточнее, на востоке Аравийско-Нубийского щита выявлен блок раннедокембрийской континентальной коры, включающий гранодиориты с возрастом 1628±200 млн лет. Проявления раннепротерозойского (2,1 млрд лет) метаморфизма отмечены на Мадагаскаре. Итак, нижнепротерозойские складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования весьма широко распространены в Африке и Аравии. Это делает очевидным, что к концу раннего протерозоя эта территория была повторно кратомизиро-вана и, вероятно, вошла в состав образованной в это время новой Пангеи. Но на этом не закончилось становление фундамента Африкано-Аравийской платформы; оно продолжилось в среднем и даже позднем протерозое.