ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ТЕКТОНИКИ ХРЕБТА КНИПОВИЧА (СЕВЕРНАЯ АТЛАНТИКА) И ИСТОРИЯ ЕГО РАЗВИТИЯ НА НЕОТЕКТОНИЧЕСКОМ ЭТАПЕ

© 2008 г. А.А. Пейве, Н.П. Чамов

УДК 552.3(263)

Геологический институт Российской Академии наук, Москва

Скачать pdf

  

В работе рассматриваются результаты геолого-геофизических исследований, в первую очередь, данные по строению верхних горизонтов осадочной толщи северной части хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн), полученные в ходе 24-го рейса НИС "Академик Николай Страхов". В результате комплексного анализа полученных данных показано, что современная кинематика севера хребта Книповича определяется правосдвиговыми движениями по разломной зоне Моллой (315°). На данную систему напряжений накладывается система, связанная с рифтингом и широтным раскрытием рифтовых структур собственно хребта Книповича. Таким образом, в районе сочетаются структуры, образованные под воздействием двух систем напряжений.

По времени формирования можно выделить несколько этапов тектонических движений. Первый этап (ранее 500 тыс. лет) связан с формированием преимущественно сбросов, которые запечатаны выделяемыми нами нижней и верхней осадочными толщами. Второй этап (ранее 120-100 тыс. лет) характеризуется развитием сбросов и взбросов, которые нарушают нижнюю толщу и запечатаны верхней. Как в молодых, так и в более древних структурах отмечаются пики тектонической активности, разделенные промежуточными этапами в 50-60 тыс. лет. Поле напряжений, обусловленное региональным правым сдвигом, реализуется в появлении многочисленных косых структур (сбросов и сбросо-сдвигов) северо-восточного простирания, расчленяющих на сегменты различного размера структуры рифтовой долины и ее бортов. Их простирание 20-30° соответствует системе вторичных антитетических левых сдвигов. Систему впадин, расположенную в 40 км к западу от оси рифтовой долины, можно рассматривать как палеорифтовую зону, сочленявшуюся в районе 78 07' с.ш. и 5°20' з.д. с разломом северо-западного простирания, по которому проходил основной правый сдвиг. Существовавшее на этом этапе поле напряжений полностью соответствовало современному. Перемещение оси рифтовой долины к востоку в современное положение произошло около 2 млн. лет назад (если исходить из скорости спрединга около 0.7 см/год).

Полученные данные существенно уточняют имеющиеся представления о процессах, происходящих на начальной стадии раскола континентов с образованием океанических структур. Рассмотренный неотектонический этап характеризуется сочетанием различных полей напряжений, приводящих к формированию сложного комплекса тектонических структур, в том числе и за пределами современной зоны растяжения, приуроченной к оси рифтовой долины хребта Книповича. Как показали исследования, тектонические деформации имели место в ходе всего рассматриваемого неотектонического этапа и проявлялись в виде дискретных, повторяющихся событий.

 


ВВЕДЕНИЕ

Геологическое строение океанского дна, а также его металлогения во многом контролируются характером и интенсивностью тектонических и магматических процессов, происходящих в осевых частях срединно-океанических хребтов. К числу достижений океанской геологии последних лет относится установление факта сложного строения океанской литосферы, меняющегося от места к месту. Для выявления общих закономерностей формирования океанской литосферы необходимы регионально-геологические исследования океанского дна, дающие основу для развития представлений о реальных тектонических, магматических, металлогенических процессах в океанах. Океанское дно с геологической точки зрения имеет сложную иерархически построенную систему поперечной и продольной зональности. Изучение различных переходных зон как между крупными мегаструктурами типа океан-океан, континент-океан, а также и между различными структурными провинциями и мегапровинциями океанского дна представляется наиболее перспективным направлением для постановки региональных исследований, которые могут обеспечить дальнейший прогресс в развитии фундаментальных основ океанской тектоники и геодинамики.

Несмотря на то, что по геолого-геофизическим исследованиям Северная Атлантика является относительно хорошо изученным регионом Мирового океана, до сих пор остаются неясными основные ключевые вопросы, касающиеся происхождения этой наиболее молодой по времени раскрытия провинции Атлантики.

Основные тектонические события, определившие строение этой области, относятся к неотектоническому этапу развития океанов. Согласно работе Ю.М. Пущаровского с соавторами [2005], начало неотектонической эпохи отвечает позднему эоцену - раннему олигоцену (34 млн. лет) и продолжается до настоящего времени. Выделяются 3 этапа усиления тектонической активности [Пущаровский и др., 2005]: около 23 млн. лет, 10 млн. лет и поздний плиоцен - квартер (1.5-2.5 млн. лет). В настоящей работе мы рассмотрим последний этап неотектонического развития северной части хребта Книповича.

В 2006 году Геологический институт РАН в рамках программ: № 17 президиума РАН «Фундаментальные проблемы океанологии: физика, геология, биология, экология» (проекты - «Сравнительное изучение эволюции и современной структуры континентальных окраин Восточной Атлантики и Арктики», руководитель - академик Ю.Г. Леонов и «Геология, геодинамика и металлогения Центральной, Южной и Северо-Восточной Атлантики», руководитель - академик Ю.М. Пущаровский); совместной российско-норвежской - «Позднемезозойская - кайнозойская тектономагматическая эволюция баренцевоморского шельфа и континентального склона как ключ к палеогеодинамическим реконструкциям в Северном Ледовитом океане» Международного полярного года, а также некоторых других программ была проведена геолого-геофизическая экспедиция 24-го рейса НИС «Академик Николай Страхов» в арктическом секторе Северной Атлантики. Район работ охватывал, наряду с другими структурами, хребет Книповича, включая его западный фланг, вплоть до котловины Борей. Основной задачей данного исследования было изучение особенностей строения рельефа дна, осадочного чехла, коренных пород и геофизических полей этого района.

 

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА

Норвежско-Гренландский бассейн, в северо-восточной части которого расположен хребет Книповича, имеет сложное строение и характеризуется изометричными магнитными аномалиями, диффузным внедрением магмы, дроблением ранее существовавшей коры из-за значительного сдвигового смещения и косого спрединга. Северная часть хребта Книповича расположена в непосредственной близости от острова Шпицберген, который представляет собой западную окраину Евразийского континента. Он относится к структурам с небольшой скоростью спрединга. Поскольку магнитное поле данного района имеет мозаичный характер, скорости спрединга оцениваются весьма условно. По расчетам К. Крейн с соавторами [Crane et al., 1991], 0.7 см/год к северо-западу и 0.1 см/год к юго-востоку от оси хребта. В настоящее время общая протяженность хребта Книповича составляет около 550 км ; на севере он смыкается с разломной зоной Моллой, а на юге переходит в хребет Мона (рис. 1). Это единая крупная структура, не расчлененная трансформными разломами. Хребет имеет субмеридиональное простирание и характеризуется хорошо выраженной в рельефе рифтовой долиной и современной сейсмичностью. Его природа до настоящего времени вызывает много вопросов. С одной стороны, здесь имеются явные признаки рифтогенного океанического вулканизма, с другой - его структурный рисунок и геофизические поля не соответствуют таковым типичных и хорошо изученных срединно-океанических хребтов [Гусев и Шкарубо, 2001]. Мало известно о составе пород, структуре и неотектонической активности его северного и западного флангов. Отсутствие линейных магнитных аномалий наряду со сложной комплексной тектоникой и неопределенностью типа земной коры в данном регионе делает его детальное изучение еще более актуальным.

Рисунок 1

В рифтовой долине наблюдаются многочисленные поднятия, некоторые из которых представляют собой действующие подводные вулканы с лавовыми потоками, зафиксированные сонарной съемкой [Crane et al., 2001; Okino et al., 2002]. Поперечный профиль рифтовой долины V-образный; крутизна западного и восточного бортов меняется по простиранию рифтовой долины. Борта рифтовой долины осложнены террасовидными уступами. Особенность хребта Книповича - многочисленные косые разломы, рассекающие рифтовую долину и ее борта. Сегментация хребта сходна с континентальной рифтовой, где мощность коры очень велика [Crane et al., 2001]. Для хребта Книповича угол между направлением спрединга и нормали к простиранию хребта составляет 35° (на севере) и 49° (на юге). Основное простирание оси рифта севернее 75°50' с.ш. - 2°, а южнее - 347° [Okino et al., 2002]. Имеет место косая ориентировка сдвиговой зоны по отношению к начальной ориентировке спрединга (хребет Мона). Направление растяжения в северной части хребта Мона около 330°, а в хребте Книповича - 267-287°.

Начало образования рассматриваемых структур относится к позднему мелу, когда около 80 млн. лет назад произошло образование правосторонней континентальной сдвиговой зоны (Палеошпицбергенский разлом) между Свальбардом и Гренландией. На севере эта разломная зона переходила в образовывающиеся океанические структуры Арктики, а на юге - в структуры Норвежско-Гренландского бассейна. Относительное движение между Шпицбергеном и Гренландией имело северо-западную ориентировку. Движения по этой долгоживущей сдвиговой зоне сопровождались чередованиями этапов сжатия и растяжения. Собственно спрединг в Норвежском море с образованием океанической коры начался около 65-57 млн. лет (хребет Мона) [Шипилов, 2004; Talwani & Eldholm, 1977; Vogt & Avery, 1974]. Растяжение, связанное с этой зоной, в дальнейшем привело к формированию хребта Книповича с продвижением его в северном направлении от хребта Мона [Crane et al., 1988; Ritzmann et al., 2004; Talwani & Eldholm, 1977; Vogt et al., 1982]. Изменение направления спрединга в Лабрадорском море к западу от Гренландии привело к кратковременному сжатию в палеоцене (59-56 млн. лет) с формированием складчатого пояса западного Шпицбергена. В это время спрединг имел место только в хребте Мона, в то время как рифтинг и утонение коры происходили в образующемся Норвежско-Гренландском бассейне. Растяжение снова наступило 49 млн. лет назад. В южной части хребта Книповича спрединг начался в раннем палеогене, в центральной части хребта - в неогене, а на севере время начала спрединга условно оценивается в 5 млн. лет [Шкарубо, 1996].

Таким образом, на ранней стадии развития Арктической системы хребтов континентальная зона сдвига, соединяющая хребты Гаккеля и Мона, превратилась в хребет Книповича в результате продвижения спредингового центра со стороны хребта Мона.

 

МЕТОДИКА РАБОТ

Дистанционное изучение осадочного чехла в рейсе проводилось с помощью непараметрического профилографа EdgeTech 3300 (США), предназначенного для изучения строения верхней части осадочного чехла (50- 100 метров ) с высоким (от 1 до 0.1 метра ) разрешением. Профилограф имеет максимальную апертурную модификацию приемно-излучающей матрицы: 5x5, обеспечивающую на частоте 4.5 кГц эффективную ширину диаграммы направленности около 20°. Для обеспечения максимальной глубины проникновения был выбран вариант работы с частотно-модулированным сигналом от 2 до 5 кГц (центральная частота 3.5 кГц) и длительностью 100 миллисекунд. Профилирование сопровождало батиметрическую съемку многолучевым эхолотом SeaBat 8150 фирмы Resson, обеспечивающим ширину покрытия от 2.5 до 5.4-х глубин, по системе широтно ориентированных профилей с межгалсовым расстоянием 4- 6 км .

Плотная сеть исследовательских профилей и высокое, в целом, качество акустических данных позволили составить полное представление как о строении верхней части осадочного чехла, так и рельефе в пределах собственно рифтовой долины Книповича и в пределах сопряженных с ней структур.

 

МОРФОЛОГИЯ РЕЛЬЕФА И СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА

Осевой структурой района исследований является хребет Книповича, который протягивается от хребта Мона на юго-востоке до разломной зоны Моллой на северо-западе. В связи с близостью континентального склона и высокой скоростью накопления осадков в рельефе преимущественно выражена рифтовая долина с бортами, осложненными уступами, а также поднятия на флангах хребта Книповича. Рифтовая долина шириной около 15 км и глубиной 2.8- 3.4 км прослеживается на юг в меридиональном направлении от 78°35' с.ш. Ее северным ограничением является система правых сдвигов с простиранием 315°, образующих разлом Моллой. Дно рифтовой долины представляет собой систему эшелонированных депрессий, разделенных поднятиями северо-восточного простирания. Протяженность сегментов около 30- 40 км (рис. 2).

Рисунок 2

Восточный борт долины пологий, местами расчленен системой уступов, к востоку плавно переходит в материковый склон острова Шпицберген глубиной менее 200 м . По геофизическим данным [Шипилов, 2004; Шипилов и др., 2006] между рифтовыми структурами архипелага Книповича и островом Шпицберген расположен Поморский прогиб, заполненный осадками мощностью до 7 км . В районе 77°22' с.ш. в средней части склона имеется поднятие Верблюд (здесь и далее названия поднятий являются рабочими, за исключением поднятия Ховгард), состоящее из нескольких кулисообразно расположенных линейных хребтов северо-восточного простирания (20°).

Западный борт рифтовой долины крутой, расчленен на многочисленные уступы, смещенные один относительно другого как по простиранию, так и по глубине. В верхней части борт переходит в узкий меридиональный рифтовый хребет с глубинами вершинной части около 2 км . Ширина хребта 10- 15 км . Он осложнен двумя крупными поднятиями: на севере - Богатырь, на юге - Левое. Для поднятия Богатырь характерна морфология, включающая структуры второго порядка меридионального (360°), северо-западного (310°) и реже северо-восточного (30°) простираний. Вершинная поверхность поднятия Богатырь выровненная, расположена на глубинах около 1.5 км . Поднятие Левое имеет в целом конусовидную форму с вершиной на глубине 900 м .

В 25- 30 км к западу от оси рифтовой долины имеется система преимущественно меридиональных впадин и небольших поднятий на глубинах 2.5- 2.6 км , для которых характерны пологие западные и более крутые восточные склоны. На севере, в районе поднятия Богатырь, структуры разворачиваются в северо-западном направлении. Западным ограничением системы данных структур можно рассматривать поднятия Ховгард и Горыныч. Хребет Ховгард - это крупное протяженное поднятие северо-западного простирания. В пределы рассматриваемого района входит только его самый юго-восточный сегмент, состоящий из структур с простираниями 340° и 315°. Минимальные глубины - 1.3 км . Поднятие Горыныч состоит из трех кулисообразно расположенных линейных хребтов меридионального простирания, расположенных на едином основании северо-западного простирания (330°). Необходимо отметить, что ряд эскарпов данной системы поднятий имеют азимут 25-30°.

На расстоянии около 80 км к западу от оси рифтовой долины начинается глубоководная впадина Борей с глубинами более 3 км . В ее пределах расположено два небольших поднятия: Игла и Наперсток. Поднятие Игла имеет сложную Г-образную форму и состоит из морфологических элементов с простираниями 360°, 330° и 290°. Наименьшая глубина поднятия - 2.4 км . Поднятие Наперсток - это два кулисообразно расположенных поднятия с крутыми восточными и пологими западными склонами, с простиранием 25° и минимальной глубиной 2.2 км .

Рифтовая долина. Описание долины приводится по трем главным морфоструктурным элементам - днищу, западному и восточному бортам, прослеженным нами в интервале от 78°35' до 77°46' с.ш.

Западный борт рифтовой долины. Начиная с 78°30' с.ш., в пределах западного борта появляется серия сбросовых уступов с амплитудой смещения от 50 до 200 м , круто наклоненных в сторону оси рифтовой долины. Слоистые осадки видимой мощностью до 50 м отчетливо прослеживаются по всему склону. Ими перекрыто большинство поверхностей сместителей сбросов, что говорит о большой скорости осадконакопления. Далее на юг наблюдается принципиально похожая картина. Отличие в размере, протяженности и гипсометрическом положении сбросовых ступеней. На более крутых склонах стратификация толщ не прослеживается, однако в пределах субгоризонтальных уступов ее строение сохраняется (рис. 3,4).

Рисунок 3     

Более разнообразно построен западный склон западного рифтового хребта. Здесь в его нижней части (78°04' с.ш. и 78°01 с.ш.) имеется зона деформации в районе 5°34'-5°45' в.д., выраженная системой сдвиго-взбросов. В молодых осадках формируются сжатые складки с осевыми плоскостями, круто наклоненными к западу. На профиле по 77°58' с.ш. ширина аналогичной зоны существенно уже (5°29'-5°34' в.д.), а на 77°53' с.ш. зона сжатия находится между 5°42' в.д. и 5°51' в.д. Далее на юг (77°58' с.ш.) западный склон рифтового хребта очень пологий и покрыт слоистыми отложениями двух толщ, которые отличаются характером волнового разреза. Нижняя - неотчетливо слоистая, акустически однородная видимой мощностью от первых метров до более 50 м . Исходя из косвенного сопоставления с данными глубоководного бурения, в этом районе она может быть представлена четвертичными, в том числе ледниковыми слабо сортированными отложениями. Согласно данным [Butta et al., 2000; Crane et al., 1988; Myhre et al., 1983], скорость осадконакопления в кайнозое (по крайней мере, с 5.5 млн. лет) в этом районе Северной Атлантики составляла 20- 25 см за одну тысячу лет. Следовательно, возраст видимой части нижней толщи составляет 200-250 тыс. лет.

Рисунок 4

Верхняя толща - тонкослоистая, состоит из маломощных отчетливо прослеживаемых по простиранию слоев 1- 5 м . Общая мощность данной толщи варьирует, максимальные значения - около 20- 25 м . Представляется, что она сложена голоценовыми хорошо сортированными, существенно глинистыми отложениями, поднятыми нами в ряде грунтовых трубок. Время ее накопления около 80-125 тыс. лет. Кроме того, в данном районе широко развиты различные делювиальные толщи, заполняющие мелкие впадины, как правило, в основании склонов. Для них характерно однородное строение и полное отсутствие слоистости. Обе толщи здесь залегают горизонтально и не несут следов проявлений каких-либо неотектонических деформаций.

В районе 77°55' с.ш. на западном борту рифта сбросовые уступы с падением к востоку видны только в вершинной части склона. Здесь рифтовый хребет фактически расчленяется на две сходящиеся структуры разного (меридионального и северо-восточного) простирания, разделенные грабенообразной впадиной с более сильно опущенным западным бортом (6°41.7' в.д.) (рис. 5). Образование данной впадины связано со стыковкой меридионального сброса и северо-восточного сбросо-сдвига, прослеживающегося в рифтовую долину и далее затухающего в пределах ее восточного борта.

Рисунок 5

Южнее (77°50' с.ш.), на западном борту рифтовой долины сбросовые уступы, нарушающие в том числе и самые молодые структуры, прослеживаются от вершины - на глубине 1980 м (6°47.2' в.д.) до 2180 м . Причем наблюдается увеличение мощностей осадков на опущенных сбросовых ступенях в сторону сместителя. Это указывает на длительность процесса формирования сбросов, сопровождавшегося осадконакоплением. Амплитуда перемещений составляет около 40 м по каждому сбросу. Самый крупный уступ находится на глубине 2460 м . Он перекрыт отчетливо слоистыми осадками видимой мощностью в 40 м , где фиксируется локальная зона сжатия с изгибом осадочной толщи.

На западном склоне рифтовой долины (77°48' с.ш., 7°08' в.д.) имеется уступ на глубине 2550 м (симметричный таковому восточного борта долины), что может свидетельствовать о симметричном и недавнем раскалывании и опускании бортов при формировании этой части рифтовой долины. Южнее западный борт рифтовой долины переходит в виде нескольких крупных сбросовых уступов в вершинную часть поднятия Левое, находящуюся на глубине 860 м . Западный склон поднятия Левое однородный, без признаков новейшей тектонической активности, полностью перекрыт осадочным чехлом. Сходное строение западного борта рифтовой долины прослеживается вплоть до южной границы полигона.

Как следует из анализа морфологии рельефа, многочисленные сбросовые уступы расположены на разных гипсометрических уровнях. Их амплитуда сильно варьирует, достигая первых сотен метров. Наиболее протяженной является сбросовая ступень, расположенная на глубине около 2500 м . Она прослеживается с некоторыми перерывами на всем протяжении западного борта рифтовой долины, ширина составляет 5- 7 км .

Южнее 77°30' с.ш. данная ступень распадается на две, расположенные на 2300 и 2600 м . Все сбросовые выступы рассечены косыми субвертикальными левыми сдвигами и сдвиго-сбросами с азимутами простирания 30-40°. Расстояние между сдвигами составляет в среднем 4- 6 км . Преобладающие углы падения сбросов 10-15, иногда до 20°.

Дно рифтовой долины. В районе северного окончания хребта Книповича наблюдаются хаотические отражения в осевой части долины, что может быть вызвано компрессионной деформацией оползневых отложений. Стратифицированные осадки наблюдаются только на относительно пологом западном борту разлома Моллой и представлены двумя акустически различными пачками: верхней - акустически контрастной с хорошо выраженной слоистостью и нижней - слабоконтрастной с неотчетливо выраженными пластами.

Рисунок 6

На простирании рифтовой долины с некоторым смещением к востоку севернее разлома Моллой в районе 78°40' с.ш., 7°10'-7°30' в.д. имеется система разломов субмеридионального простирания, которые по данным профилирования являются крутопадающими к западу сбросами, возможно, со сдвиговой компонентой (рис. 6). Их наличие может свидетельствовать о процессе продвижения (проградации) рифтовых структур в северном направлении. Южнее (78°24' с.ш.) дно рифтовой долины асимметрично и полого наклонено в западном направлении (10-15°), его поверхность в осевой части нарушена многочисленными малоамплитудными (5- 10 м ) субвертикальными сбросо-сдвигами, которые представляют собой юго-восточное продолжение структур разлома Моллой, прослеживаемых через структуры дна рифтовой долины вплоть до ее восточного борта. Их азимут простирания 315° (рис. 7). Наличие сбросовых деформаций указывает на деформации растяжения в зоне сочленения рифтовых и разломных структур. Сбросо-сдвиги рассекают обе пачки осадков рифтовой долины, что свидетельствует о том, что для разлома Моллой характерны современные движения и он, несмотря на наличие меридиональных разломов, расположенных севернее, не является в настоящее время пассивной в тектоническом отношении структурой.

Рисунок 7

В районе 78° 18' с.ш. дно долины имеет ромбовидную форму с глубиной 4430 м . Это молодая структура с наиболее глубокими впадинами, возникшими в результате растяжения. Поверхность дна и осадочных слоев во впадинах практически горизонтальны. В строении верхней части осадочного чехла участвуют два типа отложений: 1) отложения придонных течений, выраженные в акустической записи как хорошо стратифицированные толщи, и 2) отложения делювиально-колювиального генезиса, нарушающие упорядоченную стратификацию осадков и образующие в разрезе акустически не упорядоченные линзы и неправильной формы образования.

Рисунок 8

Впадины разделяют линейные прерывистые хребты, протягивающиеся в северо-восточном направлении (30°). Они образовались, как правило, в результате сжатия. Такие структуры хорошо видны, например, на широте 78° 16' с.ш., где восточная часть долины по взбросу с падением сместителя к востоку, проходящему по западному склону небольшого внутририфтового хребта, поднята на 12 м и надвинута на осадки западной части долины (рис. 8). Лежачий блок, в свою очередь, разбит системой мелких сбросов амплитудой до 1 м . К востоку от хребта осадки не нарушены. Аналогичные структуры имеются и южнее (рис. 9). Здесь самый верхний осадочный горизонт мощностью 5 м сложен однородными акустически прозрачными осадками, которые, судя по данным отбора грунтовыми трубками, являются пластичными голоценовыми глинами. Амплитуда перемещений по каждому из взбросов составляет 5- 7 м . Таким образом, движения по взбросам являются молодыми и связаны с зоной локального сжатия в данной части рифтовой долины. У западного борта долины видны несколько перекрывающих одна другую линз, сложенных несортированными склоновыми отложениями, возникшими в результате периодического оползневого поступления материала с западного склона.

Рисунок 9

Приблизительно с 77°58' с.ш. в рельефе дна рифтовой долины появляются отчетливые вулканические структуры. Мелкие конусовидные постройки в первые десятки метров находятся как в самой долине на глубине 3530 м , так и на ее флангах у основания восточного и западного бортов до глубин 3430 м . В значительной мере они покрыты акустически прозрачными, видимо, глинистыми неслоистыми осадками мощностью до 5- 7 м . Далее на юг вулканические структуры становятся преобладающими.

Таким образом, от северного окончания в районе разлома Моллой до 77°15' с.ш. дно рифтовой долины расчленено на четыре впадины, разделенные системой кулисно построенных узких линейных поднятий северо-восточного простирания, имеющих в целом сдвиговую природу с элементами растяжения и сжатия. Образование впадин и поднятий обусловлено полем напряжений регионального правого сдвига с элементами раздвига, обусловленного процессами рифтинга и спрединга (о чем речь пойдет ниже).

Восточный борт рифтовой долины. Нижняя часть рифтовой долины на всем протяжении плавно переходит в континентальный склон, который имеет ступенчатое строение, - его морфологию определяет серия малоамплитудных сбросов. В верхней части на глубинах 1200- 950 м в составе верхней пачки осадков присутствуют протяженные акустически прозрачные оползневые линзы. Далее к югу (78°37' с.ш.) сбросовые ступени достигают амплитуд смещения 150- 400 м . На поверхностях уступов отчетливо видно слоистое строение верхней части осадочного чехла. Как и на предыдущих профилях, выклинивание нижней осадочной пачки происходит по типу подошвенного прилегания на глубине около 1050 м и долготе 8°39' с.ш. Выше поверхность склона осложнена многочисленными мелкими выступами фундамента; осадочные слои прослеживаются на единичных непротяженных участках. Восточнее долготы 9°30' в.д. склон переходит в пологий шельф с глубинами менее 200 м .

Наиболее отчетливо сбросовые ступени прослеживаются на профиле по 77°56' с.ш. начиная с глубины 2580 м . Особенно хорошо они видны в интервале глубин 2700 -3300 м . Здесь их не менее 10. Все они покрыты такими же, как и в пределах самого склона, слоистыми осадками видимой мощностью 5- 8 м , вероятно, перекрывая однородную осадочную толщу, нижняя граница которой не видна. Амплитуда перемещения каждого их них составляла приблизительно 50 м . Некоторые ступени разбиты сбросами второго порядка с амплитудой смещения около 1- 2 м (рис. 10).

Рисунок 10

Поднятие Богатырь расположено в пределах западного рифтового хребта. Его протяженность 55 км , ширина около 30 км . На севере поднятия осадочная толща нарушена меридиональными сбросами и взбросами в основном с западным падением сместителей и амплитудами смещений 25- 75 м . Эти нарушения находятся на продолжении северных отрогов поднятия Богатырь. Поверхности отдельных ступеней осложнены взбросами второго порядка, что свидетельствует о нескольких этапах деформаций сжатия и растяжения.

Западный склон центральной части поднятия слабо расчленен. Осадочные слоистые отложения нарушены редкими малоамплитудными меридиональными сбросами с западным падением сместителей. Видимая мощность слоистых осадочных образований достигает 25- 30 м . На восточном склоне поднятия Богатырь, переходящем в борт рифтовой долины, осадочная толща нарушена сбросами разной (от 50-250 до 600 м ) амплитуды с восточным падением сместителей. При этом поверхности отдельных ступеней могут быть осложнены взбросами, что свидетельствует о нескольких этапах деформаций сжатия и растяжения. Южнее (78° 16' с.ш.) западный склон поднятия Богатырь расчленен на несколько крупных сбросовых уступов с падением сместителей на запад и амплитудой вертикальных перемещений 250- 400 м . Эти уступы имеют как меридиональное, так и северо-западное простирание и покрыты мощными осадками, характер залегания которых свидетельствует о том, что движения с образованием данных ступеней имели место до накопления верхних осадочных горизонтов. Видно более 10 слоев, мощность каждого из которых равна приблизительно 1- 2 м . Следовательно, возраст данных движений может быть около 70-80 тыс. лет.

Таким образом, в пределах поднятия Богатырь отмечается, по крайней мере, два временных этапа деформаций с образованием преимущественно крупных сбросовых и сбросо-сдвиговых структур меридионального и северо-западного простирания.

Более древние структуры приурочены к западному склону поднятия и наклонены к западу. Молодые разломные структуры имеют, как правило, меньшую амплитуду (за исключением восточного склона) и приурочены к вершинной и восточной частям поднятия. В восточной части поднятия они наклонены к востоку, в сторону оси современной рифтовой долины. Кроме того, на севере, западе и юге поднятия, в его основании, имеется несколько участков с развитием сложного комплекса молодых малоамплитудных сопряженных структур сжатия и растяжения (клавишная структура), не прослеживаемых по простиранию более чем на 10- 20 км (рис. 11). Возможно, их образование связано с блоковыми подвижками пород фундамента.  

Рисунок 11

Поднятие Ховгард протягивается на 50 км при ширине около 10 км . Северо-восточный склон поднятия Ховгард осложнен несколькими грабенообразными впадинами меридионального простирания шириной 4- 8 км , заполненными слоистыми осадками верхней толщи мощностью 8- 10 м , согласно залегающими на нижней, видимой мощностью более 20 м . Границы между блоками подновлены современными (молодыми) малоамплитудными субвертикальными движениями. Вдоль западного подножия отрога поднятия Ховгард (78°18' с.ш.) протягивается симметричный грабен. Поверхность грабена и параллельные между собой плоскости напластования осадков наклонены в западном направлении, что свидетельствует о постседиментационных тектонических движениях. Грабен выполнен слоистой осадочной толщей видимой мощностью около 40 м . Вершинная поверхность поднятия сильно расчленена. В ее пределах имеется несколько сбросовых уступов, наклоненных в сторону осевой части поднятия. Юго-восточные отроги поднятия Ховгард разделены впадиной, открывающейся на юг и запад. Во впадине имеются 5 горизонтов осадков мощностью по 2- 3 метра каждый в верхней толще и более 40 м в слабослоистой нижней. Судя по строению склонов, поднятие Ховгард, скорее всего, представляет собой блок, основной этап поднятия которого, судя по распределению и мощностям делювиальных отложений, имел место до накопления осадков верхней толщи, то есть около 450 тыс. лет назад. В то же время имеются и признаки новейших тектонических движений, фиксируемые по постепенному уменьшению мощности слоев верхней осадочной толщи (78°04' с.ш., 5°01' в.д.). Молодые разломы в основном небольшой протяженности (2- 3 км ) ориентированы в субмеридиональном и реже в северо-западном направлении. Наиболее протяженными можно считать сбросо-сдвиги (азимут простирания в северо-западной части 325° и 300° - в восточной), проходящие по северо-восточному подножию поднятия Ховгард и отделяющие его от системы впадин.

К юго-западу от поднятия Ховгард имеется обширная впадина, выполненная горизонтально лежащими на глубинах 3750- 3800 м хорошо стратифицированными осадками верхней и нижней толщ видимой мощностью 30- 40 м . Мощность отдельных слоев варьирует от 0.5 до 2 м . Слои нижней толщи согласно перекрывают отдельные асимметричные поднятия фундамента. Последние, судя по морфологии, представляют собой сбросы с падением плоскостей сместителей в западном направлении. Судя по согласному залеганию осадочной толщи, движения с образованием данных структур имели место до ее накопления, то есть ранее 200 тыс. лет назад. В пределах уступов отмечаются современные малоамплитудные (до 1- 2 м ) субвертикальные сбросовые дислокации, затрагивающие все, вплоть до самых молодых, осадочные горизонты.

Поднятие Горыныч представляет собой три кулисообразно расположенных, примыкающих одно к другому в центральных частях поднятия, имеющих северо-северо-восточное простирание, расположенные на едином основании северо-западного простирания. Его размер 30 х 10 км . Судя по результатам драгирования, поднятие сложено терригенными осадочными породами и толеитовыми базальтами. Восточный склон северного поднятия вплоть до подножия западного склона центрального поднятия перекрыт неслоистыми делювиальными отложениями 25- 30 м мощности. Западный склон центрального поднятия, видимо, также сложен аналогичными неслоистыми отложениями, прослеживаемыми вверх по склону до глубины 2060 м . Юго-западный пологий склон поднятия Горыныч покрыт слоистыми недеформированными осадками видимой мощности в 25 м . В то же время в районе 77°50' с.ш. на западном борту центрального поднятия имеется впадина, засыпанная неслоистыми осадками, линзовидно- последовательно налегающими на слоистые молодые отложения, что свидетельствует об активной неотектонике в этом районе. Отчетливо видны, по крайней мере, 2 этапа формирования оползневых отложений (рис. 12). Последние в ряде мест перекрыты однородными акустически прозрачными осадками, которые прослеживаются на восточный борт впадины.

Рисунок 12

Северо-восточный склон крутой и сильно расчленен. В его основании имеется впадина на глубине 2650 м . Здесь ее заполнение включает 3 толщи. Верхняя (1) мощностью 6 м , видимо, представленная тонкослоистыми глинами, средняя (2), акустически однородная, мощностью 8 м , представленная несортированными более грубозернистыми делювиальными осадками. И нижняя (3) - неотчетливо слоистая, видимой мощностью более 10 м . как представляется, сложенная слоистыми глинисто-песчанистыми отложениями. Толща 2 постепенно выклинивается вдоль западного борта впадины и резко выклинивается у восточного борта впадины.

На всем восточном склоне южного поднятия отсутствуют какие-либо признаки деформаций молодых осадков.

Таким образом, поднятие Горыныч сочетает в себе положительные структуры преимущественно меридионального и северо-западного простираний, разделенные северо-восточными сбросо-сдвигами.

Поднятие Игла имеет сложную форму и состоит из нескольких мелких хребтов северо-восточного простирания, находящихся на общем основании размером 15x10 км.

К западу от поднятия Игла имеется грабенообразный прогиб, частично заполненный осадками. Характер его заполнения (увеличение мощности в западной части) свидетельствует о конседиментационном заполнении на стадии формирования неотчетливо слоистой нижней пачки. Этапы повышенного сноса материала разделялись спокойными в тектоническом отношении этапами, когда формировались маломощные слоистые горизонты. Продолжительность спокойных этапов, судя по мощности отложений, составляла около 50-60 тыс. лет. Вверх по разрезу мощность линзовидных прослоев уменьшается. Верхние слоистые отложения залегают на нижних с угловым несогласием. К моменту начала их накопления движения прекратились. Впадина между западным и центральными отрогами, раскрывающаяся на север, характеризуется большими мощностями каждого из слоев нижней пачки, чем к западу от западного отрога. В бортовых частях впадины наблюдаются слабые пликативные дислокации сжатия, более интенсивные в верхней пачке (рис. 13). Во впадине к востоку от поднятия Игла видно последовательное уменьшение мощностей осадочных слоев нижней пачки по мере тектонического подъема блока нижележащих пород. При этом в породах верхней пачки нет изменения мощностей слоев. Это говорит о том, что тектоническая активность в этой структуре в новейшее время не проявлялась.

Рисунок 13

Поднятие Наперсток представляет собой линейную в плане структуру, состоящую из двух узких хребтов северо-восточного простирания, сложенную терригенными осадочными породами и толеитовыми базальтами. Восточный борт более крутой, чем западный, представляет собой сброс северо-восточного простирания. Наблюдается некоторый подворот осадков у его основания, свидетельствующий о вертикальных перемещениях при формировании этой структуры вплоть до настоящего времени. Причем нижняя пачка поднята на 30 м , а верхняя на 15 м , что фиксирует существование этапа консидементационного воздымания. Кроме того, у основания западного склона имеется несколько сбросов, в том числе и в молодых отложениях, свидетельствующих о существовании новейших тектонических движений.

Район между поднятиями Наперсток - Игла и Левое представляет собой сложное сочетание линейных поднятий протяженностью около 20 км (как правило, с пологими склонами) и овальных впадин протяженностью около 40 км . Все они имеют меридиональную ориентировку. Амплитуда перемещений от 50 до 100 м . В центральной части прослеживается несколько кулисообразно расположенных линейных меридиональных впадин, которые в районе 78°05' с.ш. заворачивают на северо-запад, разделяя поднятия Богатырь и Ховгард. Молодые осадки, выполняющие впадины, не деформированы за исключением небольшой области клавишных деформаций в районе 78° с.ш., 5°30' в.д.

Поднятия в юго-западной части этого района имеют ступенчато-сбросовый характер (4°20'-3°38' в.д.) с преимущественным падением плоскостей сбросов в западном направлении (рис. 14). Все видимые осадочные горизонты деформированы в мелкие складки небольшой ширины (2- 10 км ), подорванные субвертикальными разрывами с крутым падением плоскостей на запад. Аналогичные структуры видны и южнее (77°25' с.ш. в интервале 3°32'-2°58' в.д.), только здесь сжатие проявлено слабее. Такой стиль деформаций осадков характерен для участка абиссальной впадины между поднятием Игла и структурами поднятия Горыныч, а также южнее поднятия Игла. Ширина каждой из областей около 30 км . Это молодые структуры, образованные в результате широтного сжатия, которое, вероятно, связано с подъемом отдельных структур, таких, как поднятие Игла. Вряд ли можно связывать их образование с процессами в рифтовой долине или в основной современной зоне сдвига - Моллой, так как осадки, находящиеся ближе к этим структурам, не затронуты пликативными деформациями, а сами зоны деформаций имеют локальное распространение в структурно различных участках района.

Рисунок 14

Поднятие Верблюд отделяет шельфовую область Шпицбергена от рифтовой долины. Его размер - 27 х 10 км . У восточного подножия поднятия Верблюд наблюдается утонение осадочных горизонтов, что, возможно, связано с конседиментационным воздыманием данной структуры, которая по результатам драгировок представляет собой линейное вулканическое поднятие. Превышение составляет 440 м . К западу от поднятия поверхность дна находится ниже на 23 м , что связано с дамбовым эффектом. Линейное поднятие задерживает часть сносимого со Шпицбергена материала. Второй пик имеет превышение 820 м . Поднятие разбито на блоки рядом сбросов северо-восточного простирания.

 

ОБСУЖДЕНИЕ

Основным структурным элементом, определявшим, начиная с 80 млн. лет, кинематику формирования и эволюции структур расхождения Гренландии и Евразии с формированием Норвежско-Гренландского бассейна, являлась Палео-Шпицбергенская правосдвиговая зона с азимутом простирания около 335°. Современная кинематика севера хребта Книповича определяется право-сдвиговыми движениями по разломной зоне Моллой (315°). На данную систему напряжений накладывается система, связанная с рифтингом и широтным раскрытием рифтовых структур собственно хребта Книповича, возникшая в этом районе, вероятно, около 5 млн. лет назад [Шипилов, 2004; Vogt & Avery, 1974; Vogt et al., 1982]. Таким образом, в районе сочетаются структуры, образованные под воздействием двух систем напряжений. Рифтовые структуры - это, как правило, крупноамплитудные сбросы меридионального простирания, наклоненные в сторону оси рифтовой долины, по которым происходили движения в основном в пределах ее западного и восточного бортов. Такую же ориентировку имеет большинство структур и западного рифтового хребта, в том числе система протяженных сбросов поднятия Богатырь, а также структуры юго-западной части рассматриваемого района (область между поднятиями Наперсток, Игла и Горыныч). Такое поле напряжений существует в данном районе, по крайней мере, 5 млн. лет и соответствует началу рифтинга в северной части хребта Книповича. Это подтверждается существованием разновозрастных сбросов меридионального простирания, часть из которых развивалась продолжительное время (о чем свидетельствует их конседиментационное заполнение), а часть существовала короткое время и была запечатана молодыми осадками.

Поле напряжений, обусловленное региональным правым сдвигом, реализуется в появлении многочисленных косых структур (сбросов и сбросо-сдвигов) северо-восточного простирания, расчленяющих на сегменты различного размера структуры рифтовой долины и ее бортов. Их простирание 20-30° соответствует системе вторичных антитетических левых сдвигов. Движения по ним, в совокупности с широтным растяжением в рифтовой долине, приводит к формированию системы косых впадин растяжения, ограниченных сбросо-сдвигами, и разделяющих их структур сжатия в виде линейных хребтов, косо пересекающих рифтовую долину, в пределах которых отмечаются взбросовые структуры. Как правило, они не протягиваются за пределы бортов рифтовой долины и не пересекают западный рифтовый хребет. В районе 77°30' - 77°40' с.ш. (поднятие Левое) антитетические сдвиги хоть и рассекают структуры рифтового хребта, но не протягиваются западнее в меридиональную впадину с осью на 5°40' - 6° в.д. Это свидетельствует о молодом возрасте данных структур. Исключение составляет система сдвигов, начинающаяся в районе 78° с.ш. и 7° в.д. и протягивающаяся на юго-запад до 77°10' с.ш. и 3°30' з.д. Это более древние протяженные структуры, подновленные молодыми движениями. Их формирование соответствует этапу образования структур поднятия Горыныч. К западу от оси рифтовой долины в районе 77°55' с.ш. и 7° в.д. имеется отрог рифтового хребта, образованного в системе северо-восточных линеаментов. Его очертания близки впадине на восточном борту рифта. При прослеживании структур западного борта рифтовой долины примерно по изобате 2200 м хорошо видно соответствие между положительными формами рельефа на одном борту и впадинами на другом. Если мысленно соединить оба борта рифта, вернувшись к началу рифтинга, то наибольшее соответствие будет при величине раскрытия 35 км с южным смещением восточного борта на 5 км . Хорошее соответствие рельефа западного и восточного бортов в этом районе свидетельствует о том, что данные структуры образовались в результате рифтинга, который сопровождался вулканизмом и образованием небольшого объема океанической коры. Такой вывод подтверждается и результатами драгировок. Севернее 78° с.ш. не отмечено признаков вулканизма. Южнее базальты слагают рифтовую долину и ее борта наряду с палеогеновыми литифицированными осадочными породами (песчаниками, алевролитами и аргиллитами) с уменьшением процентного содержания последних к югу. Таким образом, можно заключить, что северная часть хребта Книповича находится на стадии рифтинга утоненной континентальной коры с локальным развитием океанического толеитового вулканизма. Южнее океаническая кора представлена базальтами, которые образуются в результате процессов обычного магматического спрединга.

Для Атлантического океана характерно последовательное смещение времени начала раскола континентов с образованием океанической коры в северном направлении. При этом процесс проходил дискретно в пределах нескольких секторов [Пущаровский, 2001]. Раскрытие началось в Центральной Атлантике около 170 млн. лет назад, затем - в Южной Атлантике (150 млн. лет), и только потом (80 млн. лет) стала раскрываться Северная Атлантика. Причем во всех сегментах время начала раскрытия последовательно смещается в северном направлении, что обусловлено особенностями кинематики расхождения континентальных плит.

Особый интерес представляет система впадин, расположенная в 40 км к западу от оси рифтовой долины. Их ширина составляет 10- 15 км . С юга до 78°05' с.ш. это меридиональные структуры. Далее впадины заворачивают к северо-западу, приобретая простирание около 315°, характерное для структур регионального сдвига. Борта впадин перекрыты молодыми осадками. В пределах восточного борта практически не отмечается современных движений, в то время как западный борт местами разбит крутыми сбросами с падением к востоку. Здесь наблюдается серия линейных поднятий с крутым восточным бортом и пологим западным, покрытых, по данным НСП, мощными осадками. Как нам представляется, это, возможно, древние структуры (типа листрических сбросов), образованные на западном борту рифтовой зоны, ось которой соответствовала данным меридиональным впадинам. Если исходить из этого предположения, то впадины можно рассматривать как палеорифтовую зону, которая в районе южного окончания поднятия Богатырь сочленялась с палеоразломом северо-западного простирания. По нему проходил основной правый сдвиг. При этом существовавшее на этом этапе поле напряжений полностью соответствовало современному, в результате чего формировавшиеся в это время структуры имеют все те же 3 основных простирания: меридиональное, северо-западное (315°) и северо-восточное (20-30°). Часть из них позже была подновлена более молодыми движениями. Исходя из этих представлений поднятие Ховгард и Горыныч можно рассматривать как структуры западного борта палеорифта, а структуры поднятия Богатырь - как северное ограничение палеорифтовой зоны. При этом фестончатые структуры северной впадины, вдающиеся в южную часть поднятия Богатырь, могли быть структурами проградации на север палеорифтовой долины. По данным драгирования в пределах поднятия Горыныч, а также Наперсток, наряду с различными осадочными породами, имеются сильно измененные океанические толеитовые базальты, что свидетельствует о существовании здесь процессов формирования океанической коры на локальных участках. В пределах поднятий Ховгард и Богатырь нам не удалось получить каменный материал, свидетельствовавший бы об океанической природе этих поднятий. Учитывая имеющиеся геофизические данные [Ljonesa et al., 2004; Talwani & Eldholm, 1977] (которые, к сожалению, допускают различную интерпретацию), можно предположить, что оба эти поднятия представляют собой фрагменты утоненной континентальной коры. Достаточно сложно оценить время перескока оси спрединга, так как в этом районе спрединг находится в зачаточной стадии развития. Если исходить из половинной скорости раздвижения плит, которая для структур Книповича достаточно условно оценивается как 0.7 см/год [Crane et al., 1991], и ширины современной рифтовой долины по изобате 2200 км (около 30 км ), то можно предположить, что скачкообразное перемещение оси рифтовой долины к востоку в современное положение произошло около 2 млн. лет назад. Согласно более ранней работе К.Крейн с соавторами [Crane et al., 1988], скорость спрединга для этого района оценивалась в 0.15-0.31 см/год.

Как в молодых, так и в древних структурах отмечаются молодые движения, фиксируемые как по подвороту верхних горизонтов осадков в основании склонов, так и по появлению линз делювиальных отложений. Наличие последних свидетельствует о дискретном проявлении пиков тектонической активности. В пределах проникающей способности профилографа (до 100 м ) фиксируется 2-4 таких этапа, разделенных спокойным накоплением тонкослоистых осадков. Продолжительность спокойных этапов составляла 50-60 тыс. лет. Тектонически активные этапы, по всей видимости, имели очень короткую в геологическом отношении продолжительность. Молодые и современные движения проявляются, хотя крайне неравномерно, даже в пределах самых удаленных от оси рифтовой долины структурах, таких, как поднятие Наперсток. Это свидетельствует о блоковом строении западного фланга хребта Книповича, причем наблюдается активное воздымание большинства из них.

По времени проявления можно выделить несколько этапов тектонических движений. Первый этап (ранее 500 тыс. лет) связан с формированием преимущественно сбросов, которые запечатаны выделяемыми нами нижней и верхней осадочными толщами. Второй этап (ранее 120-100 тыс. лет) характеризуется развитием сбросов и взбросов, которые нарушают нижнюю толщу и запечатаны верхней. На этом этапе тектоническая активность фиксируется по появлению линзовидных горизонтов оползневых отложений, как правило, образующихся в результате тектонических подвижек, вызываемых землетрясениями. Общая мощность таких отложений прямо пропорциональна тектонической активности. Такие горизонты имеются как в нижней толще, так и на границе нижней и верхней толщ, причем мощность линзовидных горизонтов уменьшается вверх по разрезу, свидетельствуя о затухании тектонических движений. Отмечается до четырех таких этапов в видимой части нижней толщи. Имеются также современные делювиальные отложения конусовидной формы, прислоненные к склонам, как правило, в пределах структур рифтовой долины Книповича и ее бортов. В то же время активные тектонические движения имеют место и на современном этапе. Это многочисленные молодые сбросы и реже взбросы, рассекающие все, включая самые молодые, отложения различной амплитуды (от одного метра до десятков и, возможно, сотен метров). Причем часть таких структур развивается сравнительно продолжительное время, что фиксируется по соответствующим изменениям мощностей прилегающих осадков. Современные процессы сжатия и растяжения имеют место как в пределах рифтовой долины Книповича, так и далеко на запад, подновляя более древние структуры с такими же простираниями. Необходимо отметить, что большинство новейших структур сжатия фиксируется в осадках вблизи подножий поднятий, что свидетельствует о том, что последние продолжают расти.

 

ВЫВОДЫ

Исходя из комплексного анализа полученных в 24-ом рейсе НИС «Академик Николай Страхов» данных, можно сделать следующие выводы:

1. Самая северная часть хребта Книповича находится на стадии рифтинга утоненной континентальной коры с локальным развитием океанического толеитового вулканизма. Южнее океаническая кора представлена базальтами, которые образуются в результате процессов обычного магматического спрединга. В рассматриваемой части Северной Атлантики происходит последовательное во времени продвижение в северном направлении рифтингового процесса с расколом континентальной коры, начиная с 65 млн. лет.

2. Современная кинематика севера хребта Книповича определяется правосдвиговыми движениями по разломной зоне Моллой (315°). На данную систему напряжений накладывается система, связанная с рифтингом и широтным раскрытием рифтовых структур собственно хребта Книповича. Таким образом, в районе сочетаются структуры, образованные при воздействии двух систем напряжений.

3. Поле напряжений, обусловленное региональным правым сдвигом, реализуется в появлении многочисленных косых структур (сбросов и сбросо-сдвигов) северо-восточного простирания, расчленяющих на сегменты различного размера структуры рифтовой долины и ее бортов. Их простирание 20-30° соответствует системе вторичных антитетических левых сдвигов.

4. По времени формирования можно выделить несколько этапов тектонических движений. Первый этап (ранее 500 тыс. лет) связан с формированием преимущественно сбросов, которые запечатаны выделяемыми нами нижней и верхней осадочными толщами. Второй этап (ранее 120-100 тыс. лет назад) характеризуется развитием сбросов и взбросов, которые нарушают нижнюю толщу и запечатаны верхней.

5. Как в молодых, так и в более древних структурах отмечаются пики тектонической активности, разделенные промежуточными спокойными этапами в 50-60 тыс. лет.

6. Систему впадин, расположенную в 40 км к западу от оси рифтовой долины, можно рассматривать как палеорифтовую зону, которая в районе 78°07' с.ш. и 5°20' з.д. сочленялась с палеоразломом северо-западного простирания, по которому проходил основной правый сдвиг. При этом существовавшее на этом этапе поле напряжений полностью соответствовало современному. Перемещение оси рифтовой долины к востоку в современное положение произошло около 2 млн. лет (при скорости спрединга около 0.7 см/год).

Полученные данные существенно уточняют имеющиеся представления о процессах, происходящих на начальной стадии раскола континентов с образованием океанических структур. Рассмотренный неотектонический этап характеризуется сочетанием различных полей напряжений, приводящих к формированию сложного комплекса тектонических структур, в том числе и за пределами современной зоны растяжения, приуроченной к оси рифтовой долины хребта Книповича. Как показали исследования, тектонические деформации имели место в ходе всего рассматриваемого неотектонического этапа и проявлялись в виде дискретных, повторяющихся событий.

Работа выполнена при финансовой поддержке программы Президиума РАН № 17, проект «Геология, геодинамика и металлогения Центральной, Южной и Северо-Восточной Атлантики», Минобрнауки РФ, гранта РФФИ № 06-05-64152 и гранта Ведущих научных школ № НШ-9664.2006.5.

Авторы выражают большую благодарность всем членам экипажа судна «Академик Николай Страхов» за помощь, оказанную при проведении исследований.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича // Российский журнал наук о Земле. 2001. Т. 3.№ 2. С. 165-182.

2. Пущаровский Ю.М. Тектонические феномены океанов // Фундаментальные проблемы общей тектоники. М: Научный мир, 2001. С. 174-230.

3. Пущаровский Ю.М., Мазарович А.О., Сколотнев С.Г. Неотектоника океанского дна (Центральная Атлантика) // Геотектоника. 2005. №. 2. С. 3-16.

4. Шипилов Э.В. К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин Арктики в эпохи молодого океанообразования // Геотектоника. 2004. №. 5. С. 26-52.

5. Шипилов Э.В., Шкарубо С.И., Разницин Ю.Н. Неотектоника северной части Норвежско-Гренландского бассейна (особенности строения и развития хребта Книповича и Поморского периокеанического прогиба) // Докл. РАН. 2006. Т. 410. №. 4. С. 506-511.

6. Шкарубо С.И. Особенности спрединга в северной части Норвежско-Гренландского бассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1996. С. 101-114.

7. Butta F.A., Elverhøj A., Solheim A., Forsherg C.F. Deciphering Late Cenozoic development of the western Svalbard Margin from ODP Site 986 results // Marine Geology 2000. Vol. 169. P. 373-390.

8. Crane K., Doss S., Vogt P., Sundvor E., Cherkashov G.A., Poroshina I., Joseph D. The role of the Spitsbergen shear zone in determining morphology, segmentation and evolution of the Knipovich Ridge // Marine Geophysical Researches. 2001. Vol. 22. P. 153-205.

9. Crane K., Sundvor E., Buck R., Martinez F. Rifting in the Northern Norwegian-Greenland Sea : Thermal Tests of Asymmetric Spreading // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96. P. 14529-14550.

10. Crane K., Sundvor E., Foucher J.-P., Hobart M., Myhre A.M., Ledouaran S. Thermal Evolution of the Western Svalbard Margin // Marine Geophys. Res. 1988. Vol. 9. P. 165-194.

11. Ljonesa F., Kuwanob A., Mjeldea R., Breivika A., Shimamurac H., Muraic Y., Nishimurac Y. Crustal transect from the North Atlantic Knipovich Ridge to the Svalbard Margin west of Hornsund // Tectonophysics. 2004. Vol.378. P. 17-41.

12. Myhre A.M., Eldholm O., Sundvor E. The Margin Between the Senja and Spitsbergen Fracture Zones: Implications from Plate Tectonics // Tectonophysics. 1983. Vol. 89. P. 1-32.

13. Okino K., Curewitz D., Asada M., Tamaki K., Vogt P., Crane K. Preliminary analysis of the Knipovich Ridge segmentation: influence of focused magmatism and ridge obliquity on an ultraslow spreading system // Earth and Planet. Sci. Lett. 2002. Vol. 202. P. 275-288.

14. Ritzmann O., Jokat W., Czuba W., Guterch A., Mjelde R., Nishimura Y. A deep seismic transect from Hovgard Ridge to northwestern Svalbard across the continental-ocean transition: a sheared margin study // Geophys. J. Int. 2004. Vol. 157. P. 683-702.

15. Talwani M., Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 969-994.

16. Vogt P.R., Avery О.Е. Tectonic history of the Arctic basins: partial solutions and unsolved mysteries / Eds. Herman Y. // Marine Geology and Oceanography of the Arctic Seas . P. 83-117. New York : Springer-Verlag, 1974.

17. Vogt P.R., Kovacs L.C., Bernero C., Srivastava S.P. Asymmetric geophysical signatures in the Greenland-Norwegian and southern Labrador Seas and the Eurasia Basin // Tectonophysics. 1982. Vol. 89. P. 95-160.

 

 

Basic Tectonic Features of the Knipovich Ridge ( North Atlantic ) and Its Neotectonic Evolution

A. A. Peive and N. P. Chamov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences. Pyzhevskii per. 7, Moscow , 119017 Russia

e-mail: apeyve@yandex.ru

Abstract - The geological and geophysical data primarily on the structure of the upper sedimentary sequence of the northern Knipovich Ridge ( Norwegian-Greenland Basin ) that were obtained during Cruise 24 of the R/V Akademik Nikolai Strakhov are considered. These data indicate that the recent kinematics of the northern Knipovich Ridge is determined by dextral strike-slip displacements along the Molloy Fracture Zone (315° NW). This stress field is superimposed by a system related to rifting and latitudinal opening of rifts belonging to the ridge proper. Thus, the structural elements formed under the effect of two stress fields are combined in this district. Several stages of tectonic movements are definable. The first stage (prior to 500 ka ago) is marked by the dominant normal faults, which are overlain by the lower and upper sedimentary sequences. The second stage (prior to 120-100 ka ago) is characterized by development of normal and reverse faults, which displace the lower sequence and are overlain by the upper sequence. Both younger and older structural features reveal peaks of tectonic activity separated by intermediate quiet periods 50-60 ka long. The stress field of the regional strike-slip faulting is realized in numerous oblique NE-trending normal and normal-strike-slip faults that divide the rift valley and its walls into the segments of different sizes. Their strike (20°-30° NE) is consistent with a system of secondary antithetic sinistral strike-slip faults. The system of depressions located 40 km west of the rift valley axis may be considered a paleorift zone that is conjugated at 78°07' N and 5°20' W with the NW-trending fault marked by the main dextral offset. The stress field that existed at this stage was identical to the recent one. The rift valley axis migrated eastward to its present-day position approximately 2 Ma ago (if the spreading rate of -0.7 cm/yr is accepted). The obtained data substantially refine the understanding of the initial breakup of continents with the formation of oceanic structural elements. The neotectonic stage is characterized by combination of different stress fields that resulted in the formation of a complex system of tectonic structural units, including those located beyond the recent extension zone along the rift axis of the Knipovich Ridge. The tectonic deformations occurred throughout the neotectonic stage as discrete recurrent events.

 

 

 

Ссылка на статью: 

Пейве А.А., Чамов Н.П. Основные черты тектоники хребта Книповича (Северная Атлантика) и история его развития на неотектоническом этапе. Геотектоника. 2008, № 1, с. 38-57.





eXTReMe Tracker


Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz