В рассматриваемом регионе могут быть выделены следующие четыре возрастные группы пространственно разобщенных рифтовых бассейнов позднего фанерозоя обоих тектонотипов как существующих в современной тектонической структуре Африки, так и предварявших образование пассивных, большей частью подводных окраин Африки.

Сопоставление разрезов бассейнов «незавершенного» и «завершенного» развития, принадлежащих отдельным возрастным группам, не выявило системных различий в их мощностях, а значит и скоростях прогибаний. Например, толщина рифтового разреза периконтинентального бассейна Морондава Мадагаскара (С3-J1) достигает 10 км, тогда как одновозрастной комплекс бассейна Среднего Замбези имеет толщину около 4,5 км. Однако противоположным является соотношение мощностей рифтового комплекса офшорного бассейна Рувума Танзании (Р-J1: 4,5 км) и стратиграфически более ограниченного комплекса рифта Луангва (P-T: 7 км). Сходными являются соотношение мощностей рифтового комплекса офшорного бассейна Ламу Кении (P-T: 4,5—5 км) и рифта Огадена Эфиопии (P: 6 км).

В бассейне Муджлад Южного Судана рифтовый комплекс неокома-баррема имеет толщину 9,5—10 км [3][4]. Одновозрастный рифтовый комплекс в Габонском офшорном бассейне (K1nc-a) имеет в 2 раза меньшую толщину (4,5 км). Примерно сходными являются максимальные мощности офшорного рифта «завершенного» развития Красного моря (Pg3-N2: 6 км) и внутриконтинентального рифта Туркана (N1-2: 4 км) (табл. 1).

Отсутствие признаков системных различий в сиседиментационном развитии рифтовых бассейнов «завершенного» и «незавершенного» развития дополняется амагматичностью большинства тех и других, а также некоторыми другими факторами. В частности, это подкрепляется сходным резким замедлением скорости прогибания с переходом от баррема к апту как в бассейне Муджлад Судана, так и бассейнах «завершенного» развития, с которых началось прогибание периконтинентальных бассейнов Кета Того-Бенина, Габонского и Нижнего Конго Анголы, Конго (табл. 2).

Изменения в режимах прогибаний бассейнов сопровождалось сменой условий осадконакопления: в бассейне Муджлад от преимущественно озерного (песчано-глинистые фации) к дельтово-речным (песчаные фации) [3][4], в бассейнах другого тектонотипа от озерно-речных (песчано-глинистые фации) к лагунным (эвапориты). Аптское «событие» в виде несогласия фиксируется также в платформенных бассейнах Северной Африки [7] и имеет региональное значение. Это обстоятельство указывает на сходную реакцию процессов «незавершенного» и «завершенного» рифтообразования на широкомасштабные тектонические процессы и в известном смысле «генетическое» родство созданных ими структур. Свидетельством этому является провинциальная обособленность рифтовых бассейнов обоих тектонотипов разных возрастных групп. Очевидные предвестники финальной тектонической дифференциации рифтовых бассейнов проявились в особенностях их синседиментационных структур. Бассейны «незавершенного» развития характеризуются симметрично-одноосным строением. Бассейны «завершенного» развития в пределах подводных границ Африки имели одноосно-асимметричное строение, обусловленное приближенностью их осей к материковой окраине и утонением осадочных комплексов в стороны океанов.

Рифтовые бассейны, определившие подводные границы Африки, являются лишь элементами более крупных разрушенных рифтовых систем, зеркально-симметричные части которых находятся на подводных окраинах континентов Гондванской группы. При реконструкции суперматерика устанавливается, что эти системы состояли из боковых депрессий и разделяющих их поднятий, местами с выходами на сводах пород фундаментов, и в целом соответствовали строению Красного моря (рис. 2).

Различия в сложности строения рифтовых систем «завершенного» развития и внутриконтинентальных бассейнов хотя и являются индикаторами их главной финальной тектонической дифференциации, но не могут служить «материалом» для познания истинных причин этого «дуализма» процесса рифтообразования. Подход к решению этого и некоторых других близких вопросов был найден при сопоставлении бассейнов рифтового происхождения с их коровыми инфраструктурами. В частности, это дало возможность дополнительно определить тектонические условия миграции рифтообразования с юга Африки на север и от ее северо-западной окраины к востоку в Центральной район и далее в область сочленения Африки и Аравии, а также вероятную причину синмиграционного увеличения скорости прогибания бассейнов.

Давно показано, что рифтогенез позднего фанерозоя в материковой части Африки проявился лишь в областях самой молодой, панафриканской коры, консолидированной с подстилающей ее литосферной мантией в интервалах 800—550 млн лет назад, по периферии материка местами 550—400 млн лет назад, и не затронул древние кратоны, сложенные коровыми комплексами архея, раннего протерозоя, и обрамляющие их складчатые пояса Ирумид и Катангид (рис. 1).

Помимо этого установлено, что в пределах панафриканской коры рифтовые бассейны всех указанных возрастных групп совпадают с гранулитовыми поясами, представляющими собой линейные выходы нижнекоровых комплексов [2]. Многочисленные геолого-геофизические данные по рассматриваемому и другим регионам свидетельствуют, что под рифтогенными периконтинентальными (большей частью офшорными) бассейнами залегают высокоплотностные, как считается в разной степени растянутые комплексы так называемой «транзитной» коры, которые образовывали ранее гранулитовые пояса. Их отторженцы залегают в виде надвигов и тектонических покровов иногда очень крупных или реликтовых клиппов на окраинах Африки и других континентов [1][11][13]. Большие, местами на сотни километров перемещения тектонических покровов в сторону «материковой» Африки указывают на очень крупные размеры реконструируемых внутригондванских гранулитовых поясов, по которым заложились рифтовые системы «завершенного» развития. Такую же природу, по всей видимости, имеет высокоплотностная («псевдоокеаническая», «псевдоконтинентальная») кора молодого рифтового бассейна Красного моря, перекрытая последовательно континентальными мелководно-морскими отложениями и эвапоритами разреза олигоцена-плиоцена.

Таким образом, мы приходим к, может быть, главному заключению, что в дифференциации рифтовых бассейнов на два тектонотипа главное значение имели размеры гранулитовых поясов, по которым они возникли.

Зависимость рифтовых бассейнов от размеров унаследованных или гранулитовых поясов выразилась также в различных сочетаниях их структур. Малые гранулитовые пояса представляют собой антиформы относительно простого строения, которые испытали «антиинверсию» во время рифтовых прогибаний, т.е. от оси антиформ оказались осями бассейнов «незавершенного» развития. Внутригондванские гранулитовые мегапояса характеризовались дивергентными покровно-надвиговыми структурами, которые определили симметрично биосевые структуры рифтовых бассейнов «завершенного» развития.

Проведенное исследование показало, что процессы рифтообразования зависели не только от размеров и сложности строения гранулитовых поясов, в недрах которых они протекали, но и от возраста этих нижнекоровых геоструктур.

Самые ранние рифтовые бассейны «завершенного» развития Морондава Мадагаскара, подводных окраин Мозамбика формировались с позднего карбона до ранней юры на комплексах транзитной коры, имеющих, судя по сопряженным с ними тектоническим покровам гранулитов, палеозойский возраст (500—400—300 млн лет) [11][13]. Более низкие минимальные изотопные датировки в 550—500 млн лет получены для Восточных гранулитов Танзании [10], погружающихся под рифтогенные офшорные бассейны Рувума, Танзании и Ламу Кении [11]. В отличие от более южных офшорных бассейнов рифтовое развитие двух последних началось позже, в перми, но продолжалось также до ранней юры. Вдоль атлантической окраины Африки наблюдается следующая закономерность соотношения возраста рифтовых структур расположенных здесь офшорных бассейнов и сопряженных с ними инфра- и супракрустальных поясов панафриканской складчатости.

Вдоль атлантической окраины Африки протягиваются два зональных пояса панафриканской складчатости: Коако в Намибии и Рокелл в Либерии и Сьерра-Леоне. Внутренние зоны этих поясов (интерниды), приближенные к океану, сложены преимущественно нижнекоровыми комплексами. Их внешние зоны (экстерниды) образованы осадочными и отчасти в поясе Рокелл вулканическими породами позднего протерозоя, измененными в условиях фации зеленых сланцев. Промежуточная зона в поясе образована породами раннего протерозоя, амфиболитовой фации метаморфизма. Оба пояса характеризуются покровно-надвиговыми структурами с восточной и северной вергентностью соответственно в стороны сопряженных с ними древних кратонов.

Для средне-нижнекоровых пород пояса Коако получены датировки в 500 млн лет, соответствующие заключительным фазам формирования его структуры. Эти значения, по всей видимости, соответствуют возрасту комплексов транзитной коры, подстилающих бассейны Людерец и Валвис, и южному сегменту Западно-Гондванского гранулитового раннее существовавшего мегапояса. Рифтовое развитие указанных офшорных бассейнов происходило с конца палеозоя (позднего карбона, перми) или триаса до изменения базальтов готтерива.

Расположенный южнее офшорный бассейн Оранж ЮАР имеет то же строение, что и бассейны Людерец и Валвис, что особенно подчеркивается распространением вдоль всей надводной юго-западной окраины Африки базальтов готтерива, образующих погружающееся в сторону океана «вулканическое плато». Это обстоятельство позволяет предполагать рифтовое развитие бассейна Оранж на нижнекоровых комплексах того же возраста, что и двух и более северных офшорных бассейнов, т.е. на одновозрастном с ними сегменте гранулитового мегапояса.

По аналогии с рассмотренным выше районом Юго-Западной Африки изотопные датировки в 520—500 млн лет, полученные для гранулитов «приокеанической» зоны пояса Рокелл [10], могут быть приняты для нижнекоровых комплексов транзитной коры офшорного Гвинейско-Либерийского бассейна, прошедшего рифтовое развитие в юре, а также соответствующего сегмента внутригондванского гранулитового мегапояса.

Крупный Мавритано-Сенегальский офшорный бассейн прошел рифтовую стадию развития в триасе, на севере, возможно, также в поздней перми. Судя по району Акжужт (Мавритания), последние деформации нижекоровых комплексов его транзитной коры произошли в варисскую фазу диастрофизма [15]. В это время породы северного окончания интра-Западно-Гондванского гранулитового мегапояса были перемещены к востоку на эпткратонные осадочные комплексы позднего протерозоя и палеозоя.

На материковых окраинах Африки вдоль Гвинейского залива структурированные панафриканские гранулитовые комплексы отсутствуют, и здесь о возрасте транзитной коры под эпирифтовыми офшорными бассейнами, а вместе с этим и структур, в которых произошла их эксгумация, можно судить по косвенным данным.

На территории Того и Бенина протягивается субмеридиональный Дагомейский гранулитовый пояс, являющийся пограничным между эбурнидами Западно-Африканского кратона и панафриканской областью Центральной Африки. Для катазонально метаморфизованных пород этого пояса получена изотопная датировка в 620 млн лет. С приближением к океану этот пояс расширяется и его комплексы погружаются под периконтинентальный бассейн Кета. В юго-западном направлении на простирании пояса, выраженного в современном рельефе в виде горного сооружения, находится подводное поднятие, отделяющее бассейны Тано (Гана) и Кета (Того-Бенин). Данное обстоятельство дает основание предполагать распространение дагомейских гранулитов в область транзитной коры подводного широтного склона Африки и ее соответствующий «материковым» гранулитам возраст. Рифтовое развитие на дагомейских нижнекоровых комплексах бассейна Кета происходило в неокоме апте, возможно, до раннего альба включительно [8].

О возрасте транзитной коры под рифтогенными офшорными бассейнами Дуала-Криби (Камерун) и Рио-Муни (Экваториальная Гвинея) можно судить по датировке гранулитов в 630 млн лет, вскрывающихся в прибрежном районе Камеруна. Возможно, к этому же возрасту относятся гиперстеисодержащие меланократовые гнейсы, выступающие на поднятии, которое разделяет береговые прогибы Камеруна и Экваториальной Гвинеи. На этом наиболее древнем для подводной атлантической окраины Африки нижнекоровом основании в апте заложились и завершили развитие самые молодые и «кратковременные» рифтовые бассейны. Наиболее неясным остается возраст транзитной коры под первично рифтовыми офшорными бассейнами Нижнего Конго и Габонским, что обусловлено отсутствием каким-либо образом сопряженных с ними выходов на материковой окраине панафриканских гранулитовых комплексов. Об этом можно судить, хотя из большей доли условности, чем для рассмотренных выше ситуаций, по возрасту вдоль берегового Западно-Конголезского пояса складчатости, сопряженного с бассейном Нижнего Конго и имеющего сходство по зональному строению с частично гранулитовым поясом Рокелл Западной Африки. С востока на запад в Западно-Конголезском поясе складчатости выделяются: внешняя зона, сложенная осадочными породами позднего протерозоя, измененными в условиях низких строений фации зеленых сланцев; центральная зона, образованная осадочными и вулканическими породами раннего протерозоя, преобразованными в РТ-условиях амфиболитовой фации; и внутренняя (приокеаническая) зона среднекоровых мигматито-гнейсов. Комплексы всех зон испытали финальные деформации с перемещением к востоку около 580 млн лет назад. Имеются все основания считать, что нижне-среднекоровые комплексы транзитной коры рассматриваемых периконтинентальных бассейнов образовывали осевые интерниды Западно-Коаголезского пояса, имеют этот же, что и внешние зоны, «деформационный» возраст и были вскрыты, как и другие комплексы транзитной коры, в эпоху панафриканского диастрофизма.

Приведенные выше сопоставления свидетельствуют о смещении «завершенного» рифто- образования, сокращении его временных интервалов (т.е. ускорении процессов) от более молодых к более древним сегментам внутригондванских гранулитовых мегапоясов конца позднего протерозоя — палеозоя. Хорошим дополнением к этой закономерности является самый молодой (позднекайнозойский) рифтовый бассейн «полузавершенного» развития Красного моря. Он заложился на самом древнем из панафриканских гранулитовом поясе, тектоническим отторжением которого является горстовое поднятие о-ва Забаргад со вскрытыми на нем пироксенсодержащими гнейсами с возрастом 700 млн лет [6][9].

Показано, что рифтогенез позднего кайнозоя между Африкой и Аравией и в Восточной Африке связан с южной областью рождения Африканского суперплюма [12]. По логике такое же объяснение может быть дано и для более ранних проявлений рифтогенеза позднего фанерозоя, в первую очередь его миграции из Южной в Центральную Африку. Смещение «завершенного» рифтообразования от северо-западной границы Африки к востоку позволяет по аналогии связывать его и со вторым, западным центром рождения суперплюма [16].

Таким образом, имеются основания считать, что указанные выше закономерности рифтогенеза являлись результатом сочетания трех главных факторов: 1) инициативной роли двух плюмовых центров; 2) наиболее активным распространением температурно-возбужденной ими астеносферы по литосферным «каналам» гранулитовых поясов и 3) различным воздействием астеносферы на литосферу малых и крупных гранулитовых поясов.

С первым из этих допущений хорошо согласуются тектонические закономерности магматизма мезозоя. Наиболее широко в самом конце триаса — ранней юре основной, трапповый магматизм проявился в южном и западном центрах Африканского суперплюма. «Загадочным» является то обстоятельство, что эти почти синхронные плюмовые «извержения» мантийного материала совпали с древними, наиболее «холодными» Южно-Африканским и Западно-Африканским кратонами, характеризующимися наиболее глубокими литосферными «корнями». Это очевидное несоответствие требует специального рассмотрения и здесь нами не обсуждается. Базальтоидный магматизм раннего мезозоя проявился в значительных объемах лишь в рифтовых бассейнах «завершенного» развития, располагавшихся вблизи плюмовых центров: в ранней юре вдоль Гвинейско-Либерийской границы архейского ядра Западно-Африканского кратона и в заключительную стадию рифтообразования вдоль южномозамбикской границы Южно-Африканского кратона, также в аналогичную стадию рифтового развития в середине раннего мела вдоль западной границы этого кратона. В аспекте рассматриваемого вопроса показательно уменьшение интенсивности пред- и раннерифтового базальтоидного магматизма от Гвинеи и Кот-д’Ивуара к Того и Бенину по мере удаления от западного плюмового центра.

В соответствии с положениями одной из хорошо аргументированных общих моделей рифтогенеза [5] указанное соотношение рифтовых бассейнов с гранулитовыми поясами разных размеров можно связывать с различиями теплового состояния, толщины и реологических свойств литосферы этих геоструктур. Бассейны первых из указанных тектонотипов могли образоваться на умеренно разогретой и относительно более толстой литосфере малых гранулитовых поясов. Бассейны второго типа могли возникнуть на «горячей» и более тонкой литосфере мегапоясов. Эти особенности литосферы могли обеспечить различные геологические свойства литосферы, сказавшиеся на ее пред- и синрифтовых преобразованиях: денсификации (эклогитизации) нижней коры в малых гранулитовых поясах, вызывавшее гравитационное синседиментационное опускание их комплексов и преимущественное растяжение всей эластичной литосферы мегапоясов. Одной из наиболее неопределенных является причина «миграционного» ускорения рифтообразования с удалением от южного и западного центров Африканского суперплюма. В первом приближении в соответствии с предложенными моделями эту закономерность можно связывать с изменением плотностных и реологических свойств до- и синрифтовой литосферы гранулитовых поясов, находившейся под воздействием растекавшейся от плюмовых центров и, скорее всего, при этом остывавшей астеносферы [5].

Более детальное рассмотрение этого вопроса требует дополнительного изучения геофизических данных и их соотношения с законами термодинамики.

Согласно данным сейсмотомографии [14], верхняя мантия рифтогенных бассейнов, разноудаленных от южного и западного центров и «питания» Африканского суперплюма, сохранила температурные различия до настоящего времени. Она осталась более «горячей» в приближенных к этим центрам бассейнах и менее разогретой в удаленных от них бассейнах. Обращает на себя внимание сходство температурного состояния литосферной мантии офшорных бассейнов рифтового происхождения и прилегающих к ними областей Индийского и Атлантического океанов. Такая температурная «гармония» может быть объяснена рождением и наращиванием в рифтовых системах «завершенного» развития различно разогретой океанической литосферы. Иначе говоря, нами допускается генерация Африканским суперплюмом не только рифтовых систем, разрушивших суперматерик по гранулитовым мегапоясам, но также через эндогенные системы последних, литосферы океанов.

Нельзя исключать, что увеличение возраста гранулитовых мегапоясов центральной Гондваны с удалением от центров Африканского суперплюма было связано с функционированием последних уже во время формирования финальной корово-мантийной структуры древнего суперматерика.

Проведенное исследование показало, что рифтообразование позднего фанерозоя в Африке определялось сочетанием механизмов плюмотектоники и структур панафриканских гранулитов поясов. В специальной работе будет показано влияние коровых инфраструктур и Африканского суперплюма на процессы углеводородов рифтового происхождения.