История развития рифта красного моря.

СОДЕРЖАНИЕ

Стр.
Введение
1. Рифт Красного моря
2. Главные особенности развития рифта Красного моря
Заключение
Список литературы

История развития рифта красного моря.

Как уже отмечалось выше, скважиной Магхерсум-1, пробуренной вблизи суданского побережья, под отложениями мела на глубину 200 м (но не на полную мощность) пройдены кайнотипные толеитовые базальты и туфы, также, по всей видимости, мелового возраста7. Меловые дайки прорывают породы докембрия на о-вах Забаргад и Три Брата7, а также вдоль эскарпов бортовых зон Египта и Судана7,8. Вместе с тем, развитие мелового (докрасноморского) бассейна сопровождалось проявлением щелочного магматизма на его западном плече. С донеогеновым вулкано-тектоническим развитием региона Красного моря было связано внедрение в области Красноморских гор Судана и на Синайском полуострове сиенитов, щелочных гранитов и габбро позднего мела7,9,10. В Восточной пустыне Египта в районе Вади Наташ в позднем мелу произошли излияния щелочных базальтов. Из этого следует что, в меловое время мы имели, в принципе, ту же латеральную смену магматизма (от низкощелочного в прогибе до щелочного на прибортовом поднятии), которая характерна для кайнозойского синрифтового магматизма: оттолеит-базальтового в рифте Красного моря до щелочно-базальтоидного на Аравийском поднятии докембрийского щита.
Палеоструктурные признаки и характер латерального изменения магматизма являются вескими аргументами для отнесения меловых прогибов, разделивших Аравийско-Нубийский щит, к типу рифтовых депрессий, образовавшихся в результате первой фазы тектонического погружения в этом регионе (см. рис. 6).
В пользу этого свидетельствуют еще три обстоятельства:
– в районе Дерудеб Красноморских гор Судана имеется система мелких меридиональных грабенов, соединяющихся на севере в районе дельты р. Токар с рифтом Красного моря. Эти депресии заполнены базальтами, риолитами и дацитами кайнозоя, а также мелководно-морскими и континентальными отложениями мела. Имеются все основания считать, что эти депресии являются апофизами более крупного одновозрастного рифта зоны Красного моря;
– севернее Медины имеется система мелких грабенов, среди которых самый крупный, грабен Хамд-Жизил (200 км по простиранию и 20 км по ширине) имеет красноморское направление. В структурном плане грабен состоит из двух полуграбенов, в которых под кайнозойскими рифтовыми базальтами были обнаружены серии синрифтовых кремнисто-обломочных отложений11. В некоторых участках грабены заполнены базальтами, структура которых нарушена сериями более молодых нормальных разломов. Точный возраст базальтов и лежащих ниже их отложений пока не установлены;
– меловой прогиб зоны Красного моря имеет то же (красноморское) направление, что и рифты Южного Судана и рифт Бихендула (северо-западная часть Сомали) юрского заложения, но испытавшие наиболее активное развитие именно в позднем мелу11,12.
Все эти факты дают основание полагать, что докайнозойские прогибы, заложившиеся в центральной части Аравийско-Нубийского щита, вместе с депрессиями Южного Судана и Северо-Западного Сомали составляют единую рифтовую систему.
Принимая обоснование рифтовой природы меловых и палеогеновых отложений разреза зоны Красного моря, мы неизбежно приходим к выводу об унаследованности Главным трогом молодого рифта более древних родственных им структур.
В западной, африканской, бортовой зоне рифта Красного моря отложения мела, палеогена и миоцена залегают в единых разрезах. На восточном, аравийском, фланге отложения палеогена и мела залегают в изолированных грабенах11 и перекрыты с резко выраженным угловым несогласием миоценом11. Считается, что эти отложения не распространяются из бортовой зоны рифта в сторону Красного моря, т.е. во внутреннюю область Главного трога11. Имеются указания на то, что при накоплении отложений олигоцена, залегающих в районе Дайлан (северной части аравийского фланга рифта), терригенный материал поступал из внутренней области современного Красного моря13,14.
В целом, указанные выше особенности строения разрезов мела и палеогена позволяют сделать следующие выводы:
Во-первых, имеются веские основания считать, что погружение и растяжение континентальной коры, во всяком случае, во фланговых зонах современного межконтинентального рифта, началось раньше, чем это обычно считается, а именно в позднемеловое время и было продолжено в палеогене, а затем в миоцене. Во-вторых, не исключено, что фланговые зоны рифта представляли в мелу-палеогене самостоятельные депрессии. Скорее всего, полуграбены, разделенные относительно приподнятыми блоками фундамента, которые подвергались денудации (рис. 7, I-II). Таким образом, можно сделать вывод, что в мелу и палеогене в красноморской области существовала сложная внутриконтинентальная рифтовая система, состоявшая из нескольких трогов и нескольких разделявших их внутренних поднятий. Нельзя исключать, что заложение этого межконтинентального рифта связано с единой геодинамической обстановкой образования более ранних рифтов Южного Судана, Северной Кении и Северо-Западного Сомали (рифт Бихендула) того же направления, связанных с тектоническими напряжениями, существовавшими во время отделения Африки от Индии. Отсюда можно сказать, что регион заложения "будущего красно-морского рифта" начал испытывать тектоническую нестабильность, начиная с юры. В палеогене наиболее значительные прогибания испытывали фланги Главного трога, тогда как его внутренняя область была относительно приподнята и подвергалась размыву (см. рис. 7, II—III). При этом африканский фланг трога испытывал более устойчивое прогибание, начавшееся в мелу. Аравийский фланг трога начал интенсивно прогибаться лишь с эоцена (см. рис. 5) и характеризовался более высокой тектонической подвижностью, которая привела к образованию домиоценовых систем горстов и грабенов15, тогда как на западном фланге прогибание в миоцене началось без каких-либо структурных перестроек. Присутствие в восточных бортовых разрезах эоцена и олигоцена значительного количества базальтов также указывает на повышенную активность и глубинный характер разломов, ограничивавших в палеогене с востока рифтовую впадину.
Западный и восточный фланги Главного трога рифта Красного моря, испытавшие в палеогене (отчасти в мелу и в миоцене) неравномерное развитие, являются структурными элементами "африканской" и "аравийской" зон рифта, которые характеризуются разнотипным фундаментом: более высокоплоскостным (базитовым) на западе и в целом более низкоплотностным (сиалическим) на востоке15,16.
Рис. 7. Гипотетические палеогеологические схемы развития Красноморского рифта I-VI – возрастные этапы: I – к концу мела, II – к концу палеоцена, III – к концу олигоцена, IV – к концу среднего миоцена, V – к концу миоцена, VI – к концу антропогена. 1 – вода; 2 – коралловые известняки; 3-4 – эвапоритовая серия: 3 – карбонатные породы и эвапориты; 4 – соли (галит); 5 – вулканогенные образования; 6 – базальтовые покровы и их подводящие каналы; 7 – рои базальтовых даек в новообразованной коре океанического типа; 8 – песчаники и кварцевые пески с глинистыми материалами; 9 – рифтовые разломы (а) и разрывы скалывания (б); 10 – тектонические напряжения; 11 – кристаллический фундамент; 12 – меловые осадки.
Как известно, в последние годы все большее развитие и широкое признание получают представления о связи поднятий участков земной коры, внутриплитного магматизма и рифтообразования с плюмами и суперплюмами17,18,19. Томографические изучения и космические снимки высокого разрешения Красноморской зоны показывают наличие активного мантийного течения огромного размера под литосферой этого региона. Влияние этого суперплюма на неоднородности литосферы в Восточной Африке является причиной динамических процессов, происходивших на северо-востоке Африки17. Однако, механизм этих взаимодействий еще требуется уточнить17,19. Особый интерес представляет сопряженность бортовой "африканской" зоны более устойчивого прогибания с зоной более высоко-плотностного фундамента.
В целом геологическое развитие Красноморского региона представляется следующим. Его прогибание, сопровождающееся кратковременными южными ингрессиями моря со стороны Аденского залива и рога Африки, началось в меловое время (а может быть в юре). В палеогене осадконакопление в бортовых зонах Главного трога происходило также в мелководно-морских, отчасти континентальных условиях. В палеоцене и эоцене морские ингрессии проникали в него с севера из шельфового бассейна Северной Африки. Однако в олигоцене эта палеогеографическая связь была прервана в связи с поднятием Северной и Восточной территории и рифт Красного моря соединился с начавшим развиваться в это время рифтом Аденского залива. В палеогене Главный трог был четко отделен разломами от сопряженных с ним поднятий докембрийского фундамента, на которых формировались или коры выветривания, или маломощные чехлы континентальных осадков.
Миоцен явился эпохой наиболее крупного прогибания Главного трога рифта Красного моря (вторая фаза тектонического погружения). Внутри него продольное поднятие, которое было унаследовано от предыдущего этапа развития, приобрело более контрастное выражение, главным образом, за счет ускоренного прогибания разделенных им суббассейнов (см. рис. 7, IV-V): за миоцен последние прогнулись на 4-5 км, тогда как зона раздела двух частей Главного трога – менее чем на половину и была перекрыта соленосными осадками. Таким образом, в это время рифт Красного моря представлял собой полузамкнутый эвапоритовый бассейн, отграниченный разломами от сравнительно невысоких поднятий докембрийского фундамента. Морские ингрессии проникали в него с юга, из рифта Аденского залива, который достиг в миоцене большой ширины и полного соединения с Индийским океаном. Цитологическое разнообразие отложений миоцена в бортовых зонах Главного трога, в частности, наличие среди них конгломератов свидетельствует о неоднократных поднятиях "плечей" рифта и образовании вдоль них достаточно высоких горных цепей. Наличие на "аравийском" фланге рифта протяженных диабазовых даек миоцена (см. рис. 1) указывает на сохранившуюся с палеогена повышенную магматическую активность восточных бортовых разломов.
Конец миоцена ознаменовался общим обмелением рифтового бассейна и сменой в нем лагунно-мелководно-морских условий осадконакопления сугубо континентальными.
Плиоцен явился временем кардинального изменения тектонического режима развития Красноморского рифта. В это время последний полностью соединился с уже ставшим "океаническим" (межконтинентальным) рифтом Аденского залива и был покрыт водами пришедшей из него морской ингрессии. Это привело к устойчивому накоплению в Красноморском рифте морских кар­бонатных отложений, причем в значительной степени рифовых известняков.
С плиоцена, согласно наиболее распространенному представлению (в плиоцене-антропогене), в пределах центральной продольной зоны в результате раздвига произошел полный разрыв континентальной коры, и возник современный узкий трог с юной океанской корой, хорошо выраженный в рельефе дна Красного моря и привлекающий ныне огромный не только теоретический, но и утилитарный интерес как своеобразная зона современного гидротермального рудообразования и геотермальной активности. Однако обилие лав и силлов базальтов в разрезах миоцена вдоль центральной зоны позволяют считать, что Осевой трог начал образование в качественно иной тектонической ситуации. Процесс развития Осевого трога рифта Красного моря, по-видимому, оказался намного сложнее, чем предполагалось. В отличие от периферийных карбонатных (так называемых шельфовых) зон Главного трога, в этой зоне развивался прогиб, который заполнялся преимущественно глинистыми осадками (см. рис. 7, VI). Этим событием были ознаменованы отделение Африки от Аравии и переход рифта Красного моря из внутри континентального в межконтинентальный.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Как известно, в настоящее время господствует представление о том, что Красноморский кайнозойский рифт состоит из двух главных тектонических элементов, как бы "вложенных" один в другой, – широкого "главного трога", заложенного еще в палеогене20,21,22, и наложенного на его внутреннюю зону в миоцене-антропогене, в результате раздвига, узкого осевого трога.
Анализ имеющихся геолого-геофизических данных, полученных многими исследователями в последние годы, и обобщение результатов изучения геологического строения и истории развития рифта Красного моря позволяют сделать следующие основные выводы: