СТРОЕНИЕ ОБЛАСТИ СОЧЛЕНЕНИЯ ХРЕБТОВ КНИПОВИЧА И МОНА (СЕВЕРНАЯ АТЛАНТИКА)

© 2009 г . А.А. Пейве, К.О. Добролюбова, С.Г. Сколотнев, Н.М. Сущевская, Ю.Н. Разницин, А.В. Зайончек, А.С. Абрамова, Р.X. Алиулов, Ю.А. Зарайская, А.Е. Ескин, В.Н. Ефимов, А.О. Мазарович, Е.А. Мороз, А. А. Разумовский, А.А. Черных, К.П. Ямпольский

Скачать *pdf

УДК 552.3(263)

Геологический институт РАН, Москва

Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва

 

 

В 2007 г . в рамках Программы Президиума РАН № 17 «Фундаментальные проблемы океанологии: физика, геология, биология, экология Мирового океана» (проект «Закономерности строения и формирования океанической коры представительных районов Атлантики: тектоника, магматизм, состав и генезис Fe-Mn-образований», руководитель - акад. Ю.М. Пущаровский) Геологический институт РАН провел работы в Северной Атлантике, в южной части хребта Книповича, который протягивается на 600 км от спредингового хребта Мона до разломной зоны Моллой (начальник рейса А.В. Зайончек). В задачи исследований входило изучение геологического строения области сочленения хребта Книповича с хребтом Мона. На НИС «Академик Николай Страхов» (25-й рейс) было проведено комплексное площадное, среднемасштабное, регионально-геологическое изучение выбранного объекта, включавшее эхо дотирование многолучевым эхолотом SeaBat 7150, непрерывное сейсмическое профилирование (НСП), высокочастотное акустическое профилирование с помощью профилографа Edgetech 3300 и драгирование дна (рис. 1).

Рисунок 1

В районе 74° с.ш. южнее Гренландской разломной зоны, простирающейся в юго-восточном направлении, спрединговый хребет Мона переходит в субмеридионально ориентированный хребет Книповича. Особенность обоих хребтов состоит в том, что это единые протяженные спрединговые структуры, не расчлененные на сегменты трансформными разломами. Они различаются временем и условиями формирования. Хребет Мона с самого начала образования характеризовался закономерным и устойчивым наращиванием океанической коры в рифтовой зоне, что фиксируется по симметричному и закономерному расположению относительно оси рифтовой долины линейных магнитных аномалий [Engen et al., 2008; Mosar et al., 2002]. Хребет Книповича начал формироваться в неустойчивых геодинамических условиях, что нашло отражение в неупорядоченном положении и фрагментации магнитных аномалий.

Район сочленения хребтов Мона и Книповича привлекает внимание исследователей тем, что это уникальная область, где один спрединговый хребет переходит в другой с плавным изгибом структур рифтовой долины на 40° без видимых трансформных нарушений. Как правило, срединно-океанические хребты (СОХ) вытянуты в виде прямых линейных структур, разделенных трансформными разломами, служащими зонами аккомодации возникающих при движении плит напряжений. Таким образом, в задачи исследования входило изучение геодинамики формирования структур в этой ключевой области.

С 55 по 33 млн. лет азимут расхождения Гренландии и Евразии составлял 160° [Engen et al., 2008]. В соответствии с этим полем напряжений сформировался хребет Мона ортогонально направлению расхождения плит. Изменение в направлении относительного перемещения плит на восток-юго-восточное (азимут 110°) произошло 33 млн. лет назад [Engen et al., 2008]. Начиная с этого времени, спрединг в хребте Мона стал отличаться от ортогонального на величину в 30° с формированием структур, характерных для косого спрединга. При этом, судя по положению линейных магнитных аномалий [Engen et al., 2008], не произошло каких-либо изменений в простирании самой рифтовой долины. На севере хребет Мона все это время был ограничен протяженной сдвиговой разломной зоной Де-Гир, по которой происходило смещение, а позднее и расхождение Гренландии и Евразии. И только начиная с 20-25 млн. лет процесс растяжения привел к началу формирования океанической коры севернее, в пределах южной части хребта Книповича [Vogt et al., 1982; Шкарубо, 1996; Шипилов, 2004].

Как показали наши исследования, в структуре зоны сочленения хребтов Мона и Книповича отчетливо прослеживается рифтовая долина. В южной части хребта Книповича ее генеральное простирание север-северо-западное (350°), а в северной части хребта Мона - северо-восточное (50°). Изменение генерального простирания долины плавно происходит между 73°50' и 74°05' с.ш. В пределах хребта Книповича рифтовая долина сегментирована на ряд кулисообразно расположенных впадин север-северо-восточного простирания глубиной около 3.5- 4 км , разделенных узкими перемычками (см. рис. 1). Простирание этих рифтовых впадин южнее 74°47' с.ш. становится северо-восточным (30°). Еще южнее хребты в рифтовой долине отсутствуют, а простирание рифтовых впадин постепенно приближается к простиранию самой рифтовой долины (20°), что соответствует структурам ортогонального спрединга. Рифтовые впадины кулисообразно смещены по зонам аккомодации (без разрыва сплошности структур), выполняющим роль трансформных разломов и снимающим внутриплитные напряжения, возникающие из-за существенного отклонения направления спрединга от ортогонали к простиранию рифтовой долины.

Западный борт рифтовой долины представляет собой несколько сбросовых ступеней, покрытых осадками. Их мощность достигает 1 км . Обычно это акустически однородные толщи, в отдельных структурах перекрытые слоистыми горизонтами мощностью до 300 м . Ширина ступеней 2- 5 км . Как правило, верхние горизонты осадков запечатывают поверхности сместителей сбросов, хотя имеются структуры (например, в районе 74°53.2' с.ш. 7°59.3' в.д.), смещающие все осадочные горизонты. Отдельные крутые склоны лишены осадков и по данным драгирования сложены подушечными базальтами [Neumann & Schilling, 1984]. Восточный борт рифтовой долины значительно ниже (превышение над дном долины около 500- 600 м ), чем западный. Местами его рассекают сбросо-сдвиговые структуры северо-восточного простирания с вертикальным смещением блоков в 20- 50 м , которые далее (в северо-восточном направлении), смещая осадочную толщу, затухают.

К западу от рифтовой долины происходит плавный разворот линейных поднятий с северовосточных направлений (30°) на юге на север-северо-западные (350°) на севере. При этом зона непосредственного разворота по мере удаления от рифтовой долины к западу (увеличение возраста структур) смещается к северу. Очевидно, что структуры к югу от зоны разворота образовались в соответствии с полями напряжений хребта Мона, а к северу - хребта Книповича. Следовательно, зона сочленения хребтов по мере формирования океанической коры смещается в юго-восточном направлении.

Морфоструктуры поднятий на западном фланге этих двух хребтов в изучаемом районе различны. В пределах хребта Мона они представлены поднятиями, осложненными узкими высокими грядами, разделенными протяженными глубокими депрессиями (см. рис. 1). Эти поднятия характеризуются крутыми восточными склонами и более пологими - западными (рис. 2). Их вершинные части лишены осадочного покрова, а глубины не превышают 1 км . Западнее, на удалении более 60 км от оси рифтовой долины, структуры Срединно-Атлантического хребта погружаются, переходя в глубоководную котловину. Высокие поднятия на западном фланге хребта Мона переходят к северу и востоку в структуры хребта Книповича. Здесь имеется система широких ступеней, разделенных невысокими уступами, погружающимися в сторону рифтовой долины, а поднятия выражены не так отчетливо (см. рис. 2). Ступени полностью перекрыты осадками. Такие структуры характерны для листрических сбросов, с поверхностями сместителей, наклоненными в сторону рифтовой долины.

Рисунок 2

По данным высокочастотного профилирования верхняя часть осадочного чехла представлена чередованием акустически прозрачных слоев (5- 8 м ) и более плотных горизонтов (менее 1 м ) (рис. 3). В самой верхней части разреза мощности акустически прозрачных слоев резко сокращаются до 0.5- 1 м , становясь сопоставимыми с мощностями акустически плотных отложений. Резко выделяется акустически плотный слой мощностью 1.5- 2 м , являющийся маркирующей поверхностью между грубо- и тонкослоистыми пачками осадков (мощность верхнего горизонта 5- 7 м ). Постепенное увеличение мощностей всех горизонтов осадков в западном направлении от рифтовой долины свидетельствует о длительном процессе их накопления одновременно с тектоническими перемещениями по листрическим сбросам Постседиментационных деформаций осадков не отмечается. Крайне редко встречаются оползневые отложения, столь характерные для района северной части хребта Книповича [Пейве и Чамов, 2008].

Рисунок 3

Непосредственно восточнее рифтовой долины верхний (слоистый) горизонт мощностью 5 м залегает на акустически прозрачных осадках, образующих тела линзовидной формы с сильно варьирующей (от 0 до 7 м ) мощностью. Последние представляют собой конусы выноса несортированных осадков, поступавших со стороны континентальной окраины Евразии (рис. 4).

Рисунок 4

Для опробования коренных пород дна были выбраны поднятия, достигающие глубин 1500- 1000 м и расположенные в пределах структур хребта Мона. Они характеризуют более ранние этапы развития спрединга в этом хребте. Несмотря на то, что было поднято большое количество пород ледового разноса (от 40 до 60%), проведенное драгирование трех возвышенностей принесло представительный каменный материал, позволяющий охарактеризовать главные особенности строения фланговой части хребта Мона. Местный каменный материал представлен сильно измененными, трещиноватыми, лишенными закалочной зоны фрагментами пиллоу-лав. Наиболее измененные базальты были встречены в драгах S2560 (73°48' с.ш. 7°4′ в.д.) и S2561 (74°29' с.ш. 6°37' в.д.). Наименее измененные разности отмечались в драге S2562 (74° 14' с.ш. 7°2′ в.д.) (см. рис. 1). Базальты преимущественно афировые. Единичные образцы редко плагиоклаз-порфировые. В драге S2562 был поднят образец оливин-плагиоклаз-порфирового базальта, содержание вкрапленников в котором достигает 6-8%. В двух драгах: S2561 и S2562 встречены крупные глыбы брекчий, состоящих из мелких обломков полностью палагонитизированного стекла и измененных афировых базальтов. Характерной особенностью района является интенсивное развитие на поверхности образцов Fe-Mn-корок, толщина которых достигает 3- 6 см . Наиболее широко они распространены в драге S2562, где составляли около 10-15% от объема поднятых коренных пород.

Заключение. В самой южной части рифтовой долины хребта Книповича наблюдается чередование линейных впадин и узких поднятий. Простирание рифтовой долины и отдельных внутририфтовых впадин различно и определяется полем напряжений косого спрединга. Внутририфтовые впадины разделены зонами аккомодации внутриплитных напряжений. Ориентировка этих зон соответствует направлению расхождения Гренландии и Евразии.

Область между 74°05' с.ш. и 73°50' с.ш., где происходит плавный разворот простираний рифтовой долины от север-северо-западных к северо-восточным, является переходной между структурами хребтов Книповича и Мона.

Борта рифтовой долины хребта Книповича, переходящие в слабо выраженные в рельефе поднятия, засыпаны мощными осадками. Простирание поднятий к западу от рифтовой долины вплоть до 6° в.д. соответствует простиранию внутририфтовых впадин. Каких-либо разрывных нарушений, ортогональных простиранию рифтовой долины, выявлено не было, что свидетельствует о том, что тектонические процессы, обусловленные полем напряжений косого спрединга, локализованы только в пределах рифтовой долины. Кроме того, изученный район за пределами рифтовой долины характеризуется низкой сейсмической активностью, о чем говорит крайне редкая встречаемость линз оползневых отложений.

Структуры поднятий хребтов Мона и Книповича к западу от оси рифтовой долины различаются. Несмотря на то, что в обоих случаях они расположены кулисообразно, будучи образованными в рифтовой долине в соответствии с полем напряжений косого спрединга, в хребте Мона они более выражены в рельефе, что указывает на поступление больших объемов вулканического материала в сравнении с таковыми в хребте Книповича. Вероятно, это связано с тем, что при косом спрединге уменьшаются объемы выплавок по сравнению с ортогональным.

Хребты Мона и Книповича являются медленно-спрединговыми. Для них характерна холодная литосфера, а процессы формирования океанической коры протекают не столь интенсивно, что не дает возможности полю напряжений, обусловленному перемещениями плит и не соответствующему простиранию рифтовой долины в этом районе Атлантики, деформировать ранее образованные структуры на флангах СОХ.

Таким образом, анализ полученных данных позволяет сделать следующие выводы.

1. Простирание и общая структура медленно-спрединговых хребтов определяются начальным этапом раскола континентальной коры по тем ослабленным зонам, которые в ней существовали на момент раскола континентов, и в дальнейшем сохраняются даже при изменении поля напряжений, связанного с изменением направления движения плит.

2. Хребты с косым спредингом (Мона и Книпович), как правило, не расчленены трансформными разломами, ограничиваясь зонами аккомодации. Кулисообразно расположенные внутририфтовые структуры являются локальными и малоглубинными. Их образование определяется величиной отклонения направления растяжения от ортогонали к простиранию рифтовой долины.

3. Зона сочленения хребтов Мона и Книповича по мере формирования океанической коры смещается в юго-восточном направлении.

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

Работа выполнена при финансовой поддержке программы Президиума РАН, гранта РФФИ № 09-05-00150, гранта ведущих научных школ НШ-3172.2008.5 и бюджета Геологического института РАН.

Научная лицензия на проведение работ № 478-2007 выдана Норвежским нефтяным директоратом.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Engen Ø., Faleide J., Dyreng T. Opening of the Fram Strait gateway: A review of plate tectonic constraints // Tectonophysics. 2008. V. 450. P. 51-69.

2. Mosar J., Eide E.A., Osmundsen P.T., Sommaruga A., Torsvik Т.Н. Greenland-Norway separation: A geodynamic model for the North Atlantic // Norwegian J. Ge­ology. 2002. Vol. 82. P. 281-298.

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

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

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

6. Neumann E., Schilling J. Petrology of basalts from the Mohns-Knipovich Ridge; the Norwegian-Greenland Sea // Contribs Mineral. and Petrol. 1984. V. 85. P. 209-223.

7. 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.

 

 

Ссылка на статью:

Пейве А.А., Добролюбова К.О., Сколотнев С.Г., Сущевская Н.М., Разницин Ю.Н., Зайончек А.В., Абрамова А.С., Алиулов Р.Х., Зарайская Ю.А., Ескин А.Е., Ефимов В.Н., Мазарович А.О., Мороз Е.А., Разумовский А.А., Черных А.А., Ямпольский К.П. Строение области сочленения хребтов Книповича и Мона (Северная Атлантика) // Доклады РАН. 2009. Т.426. №3. С. 355-360.

 




eXTReMe Tracker


Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz