ГЕОТЕКТОНИКА, 2011, № 3, с. 31-47
УДК 552.3(263)
ПОДВОДНЫЕ ГОРЫ ВОСТОКА ЮЖНОЙ АТЛАНТИКИ: ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СООТНОШЕНИЕ С МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИМИ МАГМАТИЧЕСКИМИ СТРУКТУРАМИ
ЗАПАДНОЙ АФРИКИ © 2011 г. А. А. Пейве
Геологический институт РАН, Москва, 119017, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 06.09.2010 г.
В статье анализируется и сопоставляется строение и состав мезо-кайнозойских тектоно-магматиче-ских структур восточной части Южной Атлантики (подводных гор и хребтов) и Западной Африки. Сделан вывод о том, что внутриплитный магматизм Атлантики является затухающим процессом, связанным с подъемом под Западной Африкой (начиная с триаса) и последующим растеканием материала нескольких крупных плюмов. Показано, что разогретый плюмовый материал может распространяться под литосферой на очень значительные расстояния, перемешиваясь в различных пропорциях с веществом астеносферной мантии, формируя выплавки с варьирующими геохимическими и изотопными характеристиками. Остывание материала протекает длительное время (многие десятки миллионов лет) с образованием мелких очагов генерации магм, продолжающих эпизодически поставлять расплавы на поверхность. Положение зон проницаемости в литосфере, по которым перемещаются расплавы, определяется глобальными полями напряжений Земли, которые ответственны как за формирование долгоживущих линейных континентальных, так и наследующих их простирание молодых океанических структур.
ВВЕДЕНИЕ
Процесс формирования океанической коры в ходе спрединга происходит при расколе и расхождении континентальных блоков в результате конвективных движений в мантии. Пространство заполняется магматическими породами, кристаллизующимися из расплавов, которые образовались при декомпрессионном плавлении депле-тированной верхней мантии (ЭЫ). В подавляющем случае это габброиды, долериты и базальты, характеризующиеся близкими изотопно-геохимическими составами (ЫОЯВ). Если мантия по тем или иным причинам недостаточно разогрета, расплавы практически не образуются, и на поверхность поднимается ультраосновной материал ("сухой" спрединг). В ходе этих процессов формируются гряды различной протяженности и высоты, субпараллельные оси рифтовой долины, смещенные в результате движений по листриче-ским разломам. Имеющиеся среди мантийных пород локальные вещественные неоднородности приводят к появлению расплавов с несколько иными изотопно-геохимическими характеристиками (как правило, это либо обогащенные толеи-товые, либо щелочные породы в пределах областей распространения нормальных толеитовых базальтов). В этом случае формирование обогащенных расплавов происходит в зоне магмогене-рации, соответствующей району под осевой частью Срединно-Атлантического хребта (САХ).
По мере отодвигания новообразованной океанической коры от оси спрединга процессы генерации магмы в ней быстро затухают, кора остывает и увеличивается в мощности. Таким образом, океанический спрединг определяет формирование коры только в узкой зоне, соответствующей гребневой области САХ, шириной около 30—50 км.
Как показано в работах [2, 4], фланги средин-но-океанических хребтов, абиссальные котловины и континентальные склоны являются областями разновозрастных тектонических, магматических и метаморфических процессов. На самых различных участках ложа Атлантического океана имеются многочисленные как одиночные подводные горы и острова, так и их цепочки, а также протяженные линейные или изометрические поднятия, сложенные вулканическими породами, возникшие, как правило, на уже остывшей океанической коре и не имеющие прямого отношения к процессам спрединга.
Образование подводных гор в большинстве случаев связывается с функционированием горячих точек, что часто не соответствует имеющимся геологическим наблюдениям. В полной мере это относится к Южной Атлантике, где есть как отдельные подводные горы и острова, так и такие крупные подводные хребты и поднятия как Китовый, Камерунская линия, Сьерра-Леоне и другие. Большая часть этих структур образована в самое
разное время после формирования океанической коры Атлантики вплоть до современной эпохи.
В западной части Африканского континента имеются различные проявления мезо-кайнозой-ского магматизма, многие из которых могут иметь пространственно-генетические связи с постспрединговым магматизмом Атлантического океана.
В настоящей работе мы рассмотрим строение океанских гор восточных частей следующих провинций 2-го порядка Атлантики [3]: Центрально-Африканской, Анголо-Бразильской и Капско-Аргентинской, и сопоставим его с геологическими данными по магматизму Западной Африки.
Проблема о структурно-вещественных и геодинамических связях между проявлениями магматической активности океанских и континентальных литосферных масс является одной из приоритетных современных научных задач. Ее изучение позволит выявить характер процессов, протекающих в мантии Земли под областями перехода океан—континент, являющимися перспективными для поиска важнейших видов сконцентрированных здесь полезных ископаемых.
Китовый хребет
Китовый хребет — это эшелонированная структура протяженностью более 1500 км с превышением от дна, достигающим 2 км. На северо-востоке его ширина по основанию 150—200 км (рис. 1). К юго-западу, с учетом близлежащих подводных гор, она увеличивается до 400 км. Наиболее широкая область распространения вулканизма (от поднятия Дискавери до острова Тристан-да-Кунья), продолжающая в юго-западном направлении Китовый хребет, составляет 970 км.
В северо-восточной части хребет состоит из отдельных кулисообразно перекрывающихся линейных вулканических сегментов с простиранием около 50 и 140°. Вероятно, они отвечают практически ортогональной системе тектонических напряжений растяжения, существовавшей в период вулканической деятельности. Излияния приурочены одновременно к обоим направлениям. Судя по морфологии, тектонические движения по этим направлениям происходили и после завершения вулканизма. Пассивные части трансформных разломов (простирание 80°) прерываются у северо-западного подножия Китового хребта, не пересекая его. Таким образом, интенсивный вулканизм был сначала локализован в узкой линейной зоне с формированием единого линейного поднятия протяженностью 1500 км. Далее на юго-запад вулканическая деятельность постепенно затухает с одновременным увеличением ареала ее распространения.
Судя по батиметрическим и геофизическим данным имеются существенные отличия в строении шельфа к северу и югу от Китового хребта. Севернее шельф узкий, с крутым склоном, покрыт маломощными осадками; южнее — более пологий, покрыт мощным осадочным чехлом [24]. Кроме того, по МОВ ОГТ, ГСЗ, гравиметрическим и магнитным данным между Китовым хребтом и южной оконечностью Африки имеются падающие в сторону океана протяженные (50— 250 км) отражающие горизонты, соответствующие базальтовым потокам, излившимся на шельфе во время раскола континентов [11]. Время их формирования соответствует вулканизму в северо-восточной части Китового хребта [23]. Это говорит о том, что хребет начал формироваться одновременно с океанической корой, на которой он расположен.
Севернее Китового хребта синрифтовый вулканизм практически отсутствует. Это может быть объяснено тем, что вслед за расколом континентов северная граница Китового хребта стала играть роль левостороннего трансформного разлома [17]. Предполагается, что сочетание трансформных движений с перескоком хребта в восточном направлении привело к отделению от Африки блока коры, которая в настоящее время является частью плато Сан-Паулу, расположенного у побережья Бразилии [17].
Юго-западное окончание Китового хребта представляет собой протяженную (400 км) область, включающую отдельные конусовидные постройки подводных гор, но преобладают небольшие хребты — узкие цепочки, состоящие из нескольких вулканических центров, а также острова. Диаметр основания отдельных гор и ширина цепочек 10—40 км. Минимальные глубины 500—2500 м. Подножие гор находится на глубинах 3500—4500 м. Протяженность отдельных линейных вулканических структур 50—150 км. Преобладающие простирания 90, 50 и 120—140°. Юго-восточные и юго-западные простирания характерны в основном для Китового хребта. Широтные цепочки гор встречается только южнее 35° ю.ш. и пересекают трансформные разломы.
39Лг/40Лг возрастные датировки драгированных пород в северо-восточной части Китового хребта 113—100, в центральной — 62—79 и в юго-западной — 31—40 млн. лет [36, 38]. Данный хребет сложен потоками подушечных и массивных базальтов (кварцевые и оливиновые толеиты), чередующихся с карбонатными осадками, содержащими значительное количество вулканогенного материала [34, 45]. Для базальтов вершинной части хребта характерны низкие отношения 143Ш/144Ш, 206РЪ/204РЪ, 207РЪ/204РЪ, 208РЪ/204РЪ и высокие отношения 87^г/8<^г (рис. 2), что может говорить об образовании их исходных расплавов
Рис. 1. Структурная схема юго-восточной части Атлантического океана по данным [13, 20, 28, 33, 44, 50] 1 — Африканский континент; 2 — область шельфа и континентального склона; 3 — вулканотектонические поднятия, хребты и отдельные вулканические постройки; 4 — граница подножия Китового хребта; 5 — линеаменты (преимущественно трансформные разломы); 6 — ось САХ; 7 — острова; 8 — точки с известным абсолютным возрастом вулканических пород (млн. лет), показаны цифрами; 9 — вулканиты провинция Этендека; 10 — интрузивные тела комплекс Да-мара. Штриховым прямоугольником показана область рисунка 3. На врезке в правом нижнем углу показано положение рисунков (цифры соответствуют номерам рисунков)
из древнего обогащенного мантийного источника. Содержания некогерентных элементов и изотопов лав островов Тристан-да-Кунья и Гоф частично перекрываются с составами лав Китового хребта, но смещены в область более радиогенных свинцов [43]. Базальты флангов хребта характеризуются более высокими изотопными отношениями неодима, свинцов и низкими — стронция, то есть свидетельствуют о существенном вкладе источника ЭЫ [45]. В то же время составы сильно варьируют, что предполагает присутствие не-
скольких различных исходных ком
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.