УДК 552.3(263)
ТЕКТОНИКА И МАГМАТИЗМ ВОСТОКА ЮЖНОЙ АМЕРИКИ И БРАЗИЛЬСКОЙ КОТЛОВИНЫ АТЛАНТИКИ В ФАНЕРОЗОЕ
© 2010 г. А. А. Пейве
Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., 7 Поступила в редакцию 07.07.2009 г.
Анализ магматической и тектонической активности восточной части Южной Америки и западной части Южной Атлантики показал, что растяжение континентальной коры является определяющим фактором магматизма. При этом необходимым условием его проявления является разогрев верхней мантии. Источником дополнительного тепла служит поднимающийся глубинный плюмовый материал. В раннем мезозое Восточная Бразилия находилась над областью подъема крупного, возможно разветвляющегося плюма, который, начиная с триаса, поставлял тепло и материал, создавая благоприятные условия для континентального магматизма. Последний, постепенно затухая, продолжался вплоть до неогена, что, вероятно, свидетельствует о длительном сохранении тепловой энергии под континентальной литосферой после подъема плюма. Показано, что разогретый мантийный материал может перемещаться от континента к океану под литосферой на значительные расстояния с формированием линейных тектоно-магматических поднятий на океанической коре. Отмечена уна-следованность в образовании тектонических структур определенных направлений на континенте и в океане, начиная с неопротерозоя, которые испытывали реактивацию и продолжали определять и контролировать структурный план более молодых тектонических и магматических образований. В Юго-Восточной Бразилии это преимущественно структуры с юго-восточными (около 120°) и северо-восточными (параллельные границе континент—океан) простираниями. В Северо-Восточной Бразилии преобладают реактивированные субширотные и субмеридиональные структуры. Все эти простирания нашли проявлены в океанических структурах (поднятия Риу-Гранди, Витория-Трин-дади, Фернанду-ди-Норонья, Пернамбуку и мн. др.).
ВВЕДЕНИЕ
Модель раскола континентов с последующим формированием океанических бассейнов сложилась уже достаточно давно и хорошо известна. В то же время, еще не вполне изучено то, как предшествующая геологическая история развития континентов повлияла на формирование океанической коры; чем обусловлены проявления различного магматизма вблизи континентальных окраин "пассивного" типа, и есть ли связи между близкими по возрасту проявлениями магматизма на континентах и в ближайших океанических котловинах; какую роль в данных процессах могли играть мантийные плюмы и многое другое. С этих позиций Южная Атлантика представляет несомненный интерес, особенно ее западная часть (Бразильская котловина), граничащая с достаточно хорошо изученными континентальными структурами Бразилии, в пределах которых известны разнообразные по составу и возрасту проявления тектоники и магматизма, имевшие место до раскола Гондваны и продолжающиеся до настоящего времени.
Западная часть Южной Атлантики включает Бразильскую котловину, являющуюся западной частью Анголо-Бразильской тектонической провинция 2-го порядка [5]. Это самая молодая океаническая впадина Южной Атлантики, отличающаяся по строению от аналогичных структур Южной Атлантики. Ранний этап ее развития относится к апт-альбскому времени [4]. Дно впадины рассечено многочисленными крупными разломами, разделяющими ее на сегменты [4, 5]. Кроме того, для нее характерны крупные сводовые поднятия и хребты: Риу-Гранди, Витория-Триндади, Фернанду-ди-Норонья и многочисленные мелкие линейные разноориентированные тектоно-магматические структуры, образование которых, как правило, связывается с движением океанической плиты над фиксированными источниками тепловой энергии и вещества — горячими точками с закономерным изменением возраста вулканизма. Но, как показывают более детальные исследования, это далеко не всегда соответствует реально наблюдаемым структурным и возрастным соотношениям пород, что требует разработки других геодинамических моделей.
Тектоно-магматические поднятия Бразильской котловины (строение, состав, особенности формирования)
Большинство поднятий, хребтов и отдельных вулканических конусовидных построек Бразильской котловины расположено на крупных плато, приподнятых на 0.5—0.7 км над общим уровнем дна (рис. 1). Плато прослеживаются от континентальной окраины Южной Америки к востоку и юго-востоку на расстояние до 1000 км.
Поднятие Риу-Гранди протягивается от плато Сантос (Сан-Паулу), прилегающего к континентальной части Бразилии, до западного склона Срединно-Атлантического хребта (САХ). Судя по гравиметрическим данным, данное плато, вероятно, подстилается утоненной континентальной корой, пронизанной магматическими телами основного состава [19]. Западный сегмент Риу-Гранди, расположенный между 40 и 32° з.д., вытянут в широтном направлении (090—100°). Восточный сегмент характеризуется подковообразной формой. Северная и южная части этого сегмента имеют субширотные простирания, а центральная — меридиональное (около 350°). Оба сегмента пересекает крупный трог Крузейро-ду-Сул, протягивающийся с юго-востока от 34°33' ю.ш. 29°26' з.д. на северо-запад на расстояние около 700 км (простирание 130°). Эта структура представляет собой разломную зону [3]. К северо-западу от поднятия Риу-Гранди до континентального подножия Южной Америки она трассируется в виде цепочки мелких конусовидных подводных гор, таких как, например, горы Жан Шарко (27° ю.ш. 39° з.д.), состоящих из сочетания линейных структур широтного и юго-восточного (140°) простирания. По данным сейсмического профилирования это интрузивные и вулканические структуры кайнозойского возраста, возникшие в результате внедрения базальтовых магм в океаническую и континентальную кору, а также в верхнемеловые осадочные породы [18]. Возраст поднятия 85—47 млн. лет [17]. Не исключено, что в его строении могут принимать участие фрагменты утоненной континентальной коры [4]. Составы вулканитов Риу-Гран-ди говорят о том, что они были образованы в результате вовлечения в процесс плавления отдельных фрагментов континентальной литосферы, которые остались в деплетированной мантии Южной Атлантики после раскола Гондва-ны [2].
Хребет Витория-Триндади — узкая линейная структура, прослеживаемая в широтном направлении (085—090°) от континентального склона Юго-Восточной (ЮВ) Бразилии на расстояние около 1200 км при ширине 50—80 км (см. рис. 1). В западной части — это цепочка подводных гор (судя по морфологии — гайотов), находящихся на едином основании (плато), превышение от дна
которых составляет 3.5—4 км. В 50 км к востоку расположены острова Триндади и Мартин Вас. Их максимальная высота над уровнем моря 600 м, превышение от основания 5 км. Самый древний комплекс на острове Триндади (3.6—1.1 млн. лет) — анкарамиты, нефелениты и реже базаниты, а также фонолитовые дайки. Самые молодые извержения имеют возраст 11 тыс. лет. [53]. Небольшой разброс изотопных отношений 8г, Мё и РЬ в лавах Триндади и Мартин Вас говорит о близости составов их мантийных источников [1, 54]. Согласно изотопным отношениям 878г/868г и 143Мё/144Мё наблюдаемые составы можно объяснить смешением материала деплетированной мантии фМ) и обогащенного компонента (субконтинентальная мантия ЕМ I) [43]. Эта интерпретация не является однозначной, так как соотношение изотопов свинца говорит о смешении материала DM и Н1Ми и не требует примеси субконтинентального материала. Изотопные отношения 8г и Мё Триндади — Мартин Вас близки таковым субширотного хребта Фернанду-ди-Норонья, что свидетельствует о единстве их мантийных источников, несмотря на то, что последний расположен в 1500 км севернее (рис. 2).
По геофизическим данным видно, что подводная часть поднятия пронизана силлами и дайками, имеются многочисленные молодые деформации, указывающие на тектоническую активность, в результате которой была приподнята ранее сформированная океаническая кора [7, 8]. Вулканическая активность проявлена в пределах более широкой области (вплоть до 100 км от поднятия). Это силлы на разных уровнях осадков и структуры "протыкания", некоторые из них прорывают все осадочные породы [8]. Геологические и геофизические данные, в совокупности с распределением эпицентров землетрясений, говорят о том, что область неотектонической активизации продолжается в пределы континентального склона [8]. Вероятно, линейное расположение поднятия Витория-Триндади связано с реактивацией ранее образованной ослабленной зоны (одноименный трансформный разлом), которая находится восточнее, на простирании поднятия.
Плато Аброльос расположено на границе океанической и континентальной коры в 200 км севернее хребта Витория-Триндади в пределах шельфа и континентального склона и представляет собой мощную осадочную толщу, включающую сильно измененные базальты и диабазы, а также соответствующий вулканогенный материал (туфы, брекчии и пр.) [31]. Эта толща обнажается на островах, расположенных в пределах поднятия и по данным бурения и геофизики прослеживается в сторону береговых структур континента [24, 29]. Возраст магматических пород находится в диапазоне 52—42 млн. лет [31, 47]. К северо-востоку от плато Аброльос имеется несколько подводных
10°
15° -
20° -
25° -
30° .
35°
0
О
О
5
40° ю.ш. 55° 50° 45° 40° 35° 30° 25° з.д.
Рис. 1. Структурная схема востока Южной Америки и западной части Южной Атлантики
1 — область с океанической корой; 2 — плато, приподнятые на 0.5—0.7 км над уровнем океанского дна; 3 — вулканотектони-ческие поднятия, хребты и отдельные вулканические постройки; 4 — трансформные разломы; 5 — линейные отрицательные структуры на океанической коре; 6 — трог Крузейро-ду-Сул; 7 — разломы различной природы на континентальной коре; 8 — архейский кратон Сан Франциско; 9 — щелочные магматические породы пермо—триаса Восточного Парагвая; 10 — раннемеловые трапповые континентальные вулканиты провинции Парана; 11 — дайки (подводящие каналы континентальной трапповой формации); 12,13 — щелочные магматические провинции: 12 — раннемеловые, 13 — позднемеловые, 14 — палеогеновый натровый щелочной комплекс Восточного Парагвая, 15 — области распространения позднеюрско — палеогенового
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.