Сравнительный палеотектонический анализ происхождения трапповых провинций Тунгусской синеклизы и бассейна Парана-Этендека

Глава III. Траппы бассейна Парана-Этендека.

Геологическое строение и история развития синеклизы Параны

Во времена формирования трапповой формации Парана-Этендека Западная Гондвана представляла собой монолитный континентальный массив, а область развития траппов представляла сплошной ареал (рис. 2).

Ось спрединга Южной Атлантики начала формироваться внутри траппового поля еще на стадии континентального рифтинга и в дальнейшем рассекла трапповую провинцию так, что основная площадь развития траппов осталась в Южной Бразилии и составляет 1 200 000 км², в то время как в Африке остался небольшой осколок этой провинции, так называемая провинция Этендека, расположенная близ границы Анголы и Намибии и имеющая площадь всего лишь 80 000 км², т.е. - 1/15 часть от бассейна Параны.

От ныне разобщенных Атлантикой континентальных магматических провинций отходят подводные хребты, пересекающие Атлантику и сходящиеся на Срединно-Атлантическом хребте в точке действующего вулкана островов Тристан-да-Кунья. Со стороны Южно-Американской плиты - это поднятие Риу-Гранди, в пределах Африканской - Китовый хребет. Траппы синеклизы Параны, представляют формацию Серра-Жерал, сформировавшуюся как и Этендека в течение раннего мела. Максимальная мощность формации Серра-Жерал - 1723 м. Общий объем базальтоидов Параны - 790 000 км³. Вулканические свиты Этендеки имеют мощность до 1000 м и залегают либо на континентальных песчаниках формации Этжо, либо перекрывают кристаллический фундамент Пан-Африканского цикла.

В геологическом развитии синеклизы Параны с точки зрения преобладания главнейший эволюционных тенденций можно выделить три крупнейших этапа: 1) формирование кристаллического фундамента - чаши синеклизы, происходившее в течение докембрия; 2) формирование осадочного комплекса выполнения, занявшее весь палеозой и первую половину мезозоя; 3) образование трапповой формации и другие тектоно-магматические события, связанные с расколом Гондваны и раскрытием Южной Атлантики (ранний мел - ныне).

Формирование кристаллического фундамента - чаши синеклизы

Формирование первичных ядер консолидации кристаллического фундамента Бразильской платформы относится к началу архея. В пределах массива Гояс, эократонов Сан-Франсиску и Гуапоре получены датировки от 3,2 до 3,4 млрд. лет. В раннем протерозое - позднем рифее в результате двух тектонических циклов: Трансамазонского, начавшегося в раннем протерозое и завершившегося 1,9-1,8 млрд. лет назад, и Урусуанского (от 1,7 до 1,0 млрд. лет), сформировался структурный план докембрия. Территория, где ныне располагается синеклиза Параны, по-видимому, тогда уже представляла собой кратон. В первую деструктивную фазу Бразильского тектонического цикла заложился Протоюжноатлантический пояс Рибейра. Его продолжением в юго-западной Африке являются Дамариды, а в Антарктиде - горы Пенсакола. Пояс Рибейра, представляющий для нас наибольший интерес, формировался в результате рифтинга с полным разрывом сплошности континентальной коры и заложением Протоюжноатлантического океана.

В венде завершается Бразильский цикл тектогенеза. Начинается сближение разобщенных блоков, сжатие, закрытие океанических бассейнов, образование интенсивных складчатых деформаций, мощный гранитоидный плутонизм. Начинается обособление обширной депрессии - синеклизы Параны.

События докембрийской истории представляются исключительно важными не только потому, что в это время сформировался кристаллический фундамент самого Бразильского кратона и чаши синеклизы, но и в особенности потому, что многие события докембрия предопределили характер дальнейшей эволюции, ибо на примере синеклизы Параны и сопредельных структур исключительно четко прослеживаются тенденции унаследовательности геологического развития.

Формирование осадочного комплекса выполнения синеклизы

Первая поверхность несогласия - это граница между докембрием и палеозоем. Располагающаяся на ней толща включает: 1) кембрийские аркозовые песчаники и известняки и 2) кембро-ордовикские молассовые комплексы. Опускания в бассейне Параны начались в силуре, о чем свидетельствует появление на ордовикской эрозионной поверхности мощных покровов крупнозернистых песчаников, залегающих с межрегиональным угловым несогласием [Petri, 1983]. На поздний девон и ранний карбон падает перерыв в осадконакоплении. Формация Боту-Кату сложена красноцветными косослоистыми окремненными песчаниками с прослоями конгломератов и аргиллитов вверху толщи суммарной мощностью от 100 до 400 м. Относительно времени формирования песчаников Боту-Кату и их соотношения с подстилающими породами (как возрастного, так и пространственного) в литературе развернулась большая дискуссия. Вероятно, песчаники Боту-Кату формировались с позднего триаса до раннего мела. После завершения их формирования и до первых значительных импульсов трапповых излияний (133 млн. лет назад) происходило образование крупной поверхности несогласия, ознаменовавшей резкую смену стиля тектонического развития. Интенсивные и дифференцированные поднятия вызвали эрозионное расчленение поверхности Боту-Кату, переотложение осадков. Суммарная мощность осадков до подошвы трапповой формации составляет от 3.200 до 3.800 м.

Панорама дальнейших тектонических, магматических, геоморфологических событий обнаруживает четкую зависимость от стадии развития дивергентной границы плиты в результате раскола Гондванского суперконтинента.

Общие характеристики трапповой формации

Парана-Этендекская магматическая провинция обладает достаточно сложным строением. Здесь представлены все три вида фаций магматических пород: эффузивная, интрузивная, эксплозивная [Peate, 1990].

Эффузивная фация. Эффузивные породы Парана-Этендекской провинции составляют её основной объём и занимают основную площадь. Они подразделяются на базальты (с содержанием SiO₂ < 60 wt %) и риолиты (с содержанием SiO₂ > 64 wt %), что позволяет констатировать бимодальный характер вулканизма. В отличие от других трапповых провинций (Карру, Декан, Гренландия и Тунгусский бассейн) в Парана-Этендекской провинции господствует беспикритовые типы магм: все лавы содержат < 10 wt % MgO, в основном 4-5 wt % MgO.

В пространственном распределении можно четко выделить ареалы развития кислого, риолитового магматизма и собственно толеит-базальтового, хотя в ряде случаев, благодаря дифференциации исходных расплавов, изменение состава происходит по вертикали, т.е. в процессе самого извержения. Риолиты сосредоточены в основном в юго-восточной части синеклизы, подступая почти к структурному уступу Серра-Жерал, к берегам Атлантики и продолжаясь в Этендеке [Hawkesworth, 2000 ].

Базальтовые типы магм

Паранский магматизм - это на 90% базальтоиды. Представлены все типы базальтов: нормальные толеиты, оливиновые, щелочные толеиты - продукты кристаллизационной дифференциации оливин-толеитовой магмы [Peate, 1992].

В пределах синеклизы Параны выделяются шесть крупнейших лавовых свит по трем критериям одновременно: 1) пространственная локализация; 2) время формирования; 3) геохимические характеристики. Предполагается, что магматический центр, питавший трапповые излияния, переместился примерно на 750 км к северу в ходе развития траппового процесса. Паранские базальты были характеризованы по содержанию TiO₂, SiO₂, P₂O₅, Fe₂O₃, Sr, Ba, Zr, а также отношением Ti/Zr, Ti/Y, Zr/Y, Sr/Y, Ba/Y. С учетом вышеназванных определений можно констатировать наличие двух типов лав: низкотитанистые свиты - Грамадо, Эсмеральда, Рибейра и высокотитанистые свиты - Питанга, Паранапанема, Урубики. Ключевой чертой распределения рассеянных элементов является истощение Nd и Ta относительно La. Это не характерно для океанских базальтов (OIB or MORB) и совместно с их обогащенностью Sr и Nd изотопами значения положительных E_Sr и отрицательных E_Nd позволяет сделать предположение о значительном вовлечении континентальной литосферной мантии в процессе образования родоначальных магм.

В пределах Этендеки аналогичная картина в стратиграфических соотношениях в Тафельберге и Тафелькопе. По плагиоклазам из внутренних частей единого базальтового потока близ Тафельберга получены датировки 132,3 ± 0,7 млн. лет, а для лав Анголы - 132,0 ± 0,4 млн. лет [Renne, 1996].

Риолитовые типы магм

Выходы риолитов симметричны относительно Протоатлантического рифта. Риолиты Пальмас - это преимущественно кислые вулканиты; они широко распространены на поверхности в юго-восточной Бразилии. Риолиты свиты Чапеко ограничены восточным краем лавового поля. Преобладающие кислые породы в пределах Этендекской провинции - это кварцевые латиты Тафельберга и Спрингбока, которые являются эквивалентами риолитов Пальмас Параны. Они имеют подобные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,718-0,727) и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd (0,51204-0,51209) с таковыми для Пальмас. Для пяти вулканических свит Намибии и Анголы по плагиоклазам, роговой обманке и биотитам был проведен детальный аргоновый анализ возрастов и получены значения от 131,7±0,7 до 132,3±0,7 млн. лет. Предрифтовая реконструкция Западной Гондваны, геохимическая корреляция Этендекских кварцевых латитов с риолитами Южной Параны определяет, что лавы Анголы петрологически сопоставимы с лавами Северной Параны. Миграция магматизма к северу фиксируется как на Американской, так и на Африканской части трапповой провинции.

В развитии траппового процесса синеклизы Параны отчетливо выделяются две стадии, имеющие к тому же различное пространственное выражение и различные геохимические черты. Это ранняя стадия, в течение которой формировались южные низкотитанистые типы магм - Грамадо, Эсмеральда, Урубики. И поздняя стадия, в течение которой арена главных магматических событий развернулась на 750 км к северу. Здесь формировались высокотитанистые свиты - Питанга, Паранапанема, Рибейра (Ti/Y > 300).

Интрузивная фация. Интрузивные траппы представлены в основном роями даек, располагающихся в 4-х ареалах по периферии лавового поля. Из них дайки свода Понта-Гросса, вероятно, отвечают третьей, неосуществившейся ветви рифта, заложившегося в точке тройного сочленения.

Дайки свода Понта-Гросса являют собой одну из выдающихся тектоно-магматических черт Парана-Этендекской трапповой провинции. Анализ возрастов, вещественных составов и условий образования даек Понта-Гросса проливает свет на палеотектонические особенности формирования траппов [Renne, 1996].

Петрологические, геохимические и Sr-Nd изотопные данные указывают, что дайки Понта-Гросса близки к магмам Северной Параны и могли служить подводными каналами излияний лав в этой части бассейна. Палеомагнитный полюс, установленный для даек Понта-Гросса существенно отличается (на 8^о!) от полюса, вычисленного для Южной Параны. Это указывает на то, что - во-первых, дайки моложе траппов Южной Параны и, во-вторых, за время, прошедшее между излияниями лав Южной Параны (133±0,1 млн. лет) и внедрением даек (от 131,4 ±0,5 до 129,2±0,5 млн. лет, с максимумом около 130,0 млн. лет) произошла не только миграция к северо-западу арены, на которой разыгрались главные вулканические события, но имел место разворот по часовой стрелке Южноамериканской плиты относительно Африканской.

Следует отметить обширный Хьюэбский долеритовый силл в Этендеке, внедрившийся в песчаники формации Этжо. По плагиоклазам крупнозернистых пород силла Хьюэб получены значения возраста 132,0±0,7 млн. лет, что говорит о синхронности образования силлов с максимумом наземных излияний.

Широко представлены кольцевые интрузии, тяготеющие к бортам синеклизы и к обрамлению лавового поля, к куполам антеклиз, а также к крупным глубинным разломам. Большинство интрузивных массивов центрального типа синхронны с максимумом излияния плато-базальтов, хотя образуют независимую область - специфическую в петрологическом отношении и ограниченную пространственно. Здесь формировались ультраосновные породы щелочного ряда: якупирангиты, карбонаты, нефелиновые сиениты, тингуаиты. Аналогичная картина развернулась 129 млн. лет назад несколько южнее, в Анитаполисе, также в бортах тогда еще континентального рифта. На Африканской стороне будущей Атлантики эта роль принадлежит интрузивному комплексу Мессум (131,7±0,7 млн. лет - 129,3±0,7 млн. лет) [Renne, 1996].

Эволюционно-динамические аспекты зависимости характера траппового магматизма от направления и скорости раскрытия Южно-Атлантического бассейна

В раскрытии Южной Атлантики нужно констатитовать два этапа, четко коррелирующих с событиями траппового магматизма. На первом этапе (150-133 млн. лет назад) происходит стремительное прорастание рифта и начинается дивергенция южных оконечностей Южно-Американской и Африканской литосферных плит при сохранении сплошности континентальной коры к северу от пояса Рибейра-Дамара. Следствия этого: активизация глубинных разломов, сдвиговые деформации, рассеянный рифтинг в континентальном обрамлении. На втором этапе (133-127 млн. лет назад) прорастание рифтовой долины и спрединг были остановлены крупной поперечной структурой - коллизионным орогеном Рибейра-Дамара. Следствия этого: формирование внутрилитосферного магматического резервуара, частичное плавление низов консолидированной коры в условиях подъема мощного теплового фронта, перераспределение растягивающих напряжений на область синеклизы Параны, главный максимум трапповых излияний Южной Параны. 127 млн. лет назад был взломан континентальный мост и осуществилось встречное (с севера и с юга) раскрытие океана. Происходит синхронное полное угасание траппового магматизма.