CC BY
65
УДК 551.242.23.001.57
А.В. Кохан1
МОРФОЛОГИЯ РИФТОВЫХ ЗОН УЛЬТРАМЕДЛЕННОГО СПРЕДИНГА (ХРЕБТЫ РЕЙКЬЯНЕС, КНИПОВИЧА И ГАККЕЛЯ)2
Рассмотрены результаты анализа морфологии рельефа рифтовых зон хребтов Рейкьянес, Книповича и Гаккеля. В случае хребта Рейкьянес характер рельефа рифтовой зоны определяется разной толщиной хрупкого слоя и шириной ослабленной зоны, изменяющихся при удалении от Исландии. В рифтовой зоне формируется система вулканических хребтов разной морфологии. В случае хр. Книповича характер рельефа рифтовой зоны определяется простиранием сегментов хребта относительно направления раздвижения плит. При усилении наклонности спре-динга происходит сокращение ареалов вулканизма, высоты фланговых поднятий, амплитуды сбросов и увеличение длины амагматических участков рифтовой зоны. В случае хребта Гаккеля характер рельефа рифтовой зоны определяется экстремально низкими значениями скорости растяжения. В западной части хребта формируется рифтовая долина, морфологически сходная с долиной Срединно-Атлантического хребта. В центральной части хребта рифтовая долина трансформируется в амагматичный трог с пологими склонами, редкими морфологическими проявлениями вулканизма и системой валообразных поднятий на флангах. В восточной части вулканическая активность восстанавливается и в условиях наклонного растяжения формируется система магматических сегментов, субортогональных растяжению, и амагматических сегментов, субпараллельных ему.
Ключевые слова: хребет Книповича, хребет Гаккеля, хребет Рейкьянес, спрединговые хребты, наклонный спрединг, рельеф рифтовой зоны, сегментация рифтовой зоны.
Введение. Ультрамедленные спрединговые хребты (УСХ) с К < 20 мм/год формируют около 15 000 км из 65 000 км (т.е. около 1/4) мировой системы срединно-океанических хребтов (СОХ). Они представлены хребтами Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича, Гаккеля, расположенными в Северной Атлантике и Северном Ледовитом океане, а также Юго-Западным Индийским хребтом в Индийском океане. Геолого-геофизические данные, полученные в последние годы [3, 8, 10, 13, 15, 21, 22], свидетельствуют, что строение этих хребтов значительно отличается от такового у медленных спрединговых хребтов. Ключевая особенность сегментации рифтовых зон УСХ — наличие двух типов сегментов, не встречающихся при более высоких значениях скорости спрединга, — магматических и амагматических [15]. Они проявляются в разном масштабе на УСХ за исключением хребтов, находящихся вблизи термических аномалий и формирующихся в условиях повышенной температуры мантии.
На этих отрезках УСХ формируется сегментация, параметры которой сходны с таковыми медленно-спредингового Срединно-Атлантического хребта (САХ), либо образуется совокупность переходных форм рельефа, сочетающая признаки медленного и быстрого спрединга. В условиях УСХ, развивающегося без воздействия термических аномалий, магматическая активность сконцентрирована в пределах бо-
лее коротких магматических сегментов. Для более протяженных амагматических сегментов (АС) характерно исчезновение вулканической активности и ее геолого-геоморфологических и геофизических признаков. В их пределах толщина океанической коры сокращается до 0—3 км и на поверхность экспонируются серпентинизированные породы мантии. Для отрезков магматических сегментов (МС) характеристики вулканической активности, напротив, соизмеримы с аналогичными в условиях медленного спрединга [15].
Статья посвящена анализу рельефа рифтовых зон хребтов Рейкьянес, Книповича и Гаккеля. Каждый из них развивается в условиях специфической геодинамики спрединга. На хребте Рейкьянес спрединг развивается под воздействием Исландской горячей точки, на хр. Книповича он формируется в пределах древней сдвиговой зоны вдоль континентальной окраины арх. Шпицберген, для хр. Гаккеля характерны минимальные значения скорости спрединга.
Постановка проблемы. В последнее десятилетие высокоразрешающие методы эхолотирования наряду с другими геофизическими методами позволили установить особенности геоморфологического и геолого-геофизического строения рифтовых зон срединно-океанических хребтов [4, 9, 11, 14, 16]. Но факторы структурообразования, приводящие к формированию рельефа дна различных участков мировой системы СОХ, и природа их геоморфологических различий
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра геоморфологии и палеогеографии, аспирант; e-mail: kkkkk1987@mail.ru
2 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 12-05-00528-а) и Минобрнауки России (ФЦП "Научные и научно-педагогические кадры инновационной России").
остаются малопонятными. В целом установлено, что рельеф дна спрединговых хребтов формируется под воздействием преимущественно тектонических (сбро-сообразование), метаморфических (серпентинизация) и вулканических (образование вулканических построек осевых вулканических хребтов) эндогенных процессов. Эти процессы обусловлены глубинным строением литосферы хребтов, а рельеф служит индикатором его изменений и формируется под воздействием соответствующего поля напряжений, т.е. отражает особенности кинематики спрединга [2, 5].
В результате многочисленных исследований в 1980— 1990-е гг. в общем виде установлена взаимосвязь глубинного строения хребтов и их геоморфологического строения, а также структурообразующие факторы для быстрого (Восточно-Тихоокеанское поднятие [9, 16]), среднего (Юго-Восточный Индийский хребет [11]) и медленного спрединга (Срединно-Атлантический хребет [4, 8]). В случае УМС основные структурообразующие факторы и их связь с глубинным строением хребтов слабо понятны вследствие малой изученности этого сегмента мировой системы СОХ. Кроме того, анализ строения ультрамедленных хребтов осложняется разнообразной геодинамической обстановкой, в которой они формируются [8, 12, 15, 19, 22]. Таким образом, анализ закономерностей строения и пространственного распределения морфоструктур риф-товых зон трех хребтов, формирующихся в условиях разной геодинамической обстановки ультрамедленного спрединга, позволит выявить основные структурообразующие факторы, действующие в их пределах, а также установить взаимосвязь между основными структурообразующими факторами и эндогенными процессами, воздействующими на рельеф рифтовых зон этих хребтов.
Материалы и методы исследований. В работе использованы данные детальных батиметрических исследований, полученные в ходе экспедиций 24—26-го рейсов НИС "Академик Николай Страхов" в 2006, 2007, 2009 гг. [3], рейсов AMORE НИС "Хили" и "Поляр-штерн" в 2001 г. [22] и рейса СD87 НИС "Чарльз Дарвин" [18]. Данные 26-го рейса НИС "Академик Николай Страхов" собраны и обработаны при участии автора и наряду с данными 25-го рейса любезно предоставлены автору сотрудниками лаборатории геоморфологии и тектоники дна океана ГИН РАН. Для детального анализа рельефа дна составлены морфо-структурные схемы на типичные участки с разным рельефом дна. На схемах выделены основные линеа-менты дна — сместители сбросов, ось спрединга, осевые части поднятий, а также основные морфострук-туры — крупные формы рельефа дна рифтовых зон спрединговых хребтов, образованные в результате воздействия эндогенных процессов.
Результаты исследований и их обсуждение. Морфология рифтовой зоны хр. Рейкьянес. Хребет Рейкьянес протягивается на 1000 км от 56°47' с.ш. до 63°20' с.ш. на юго-запад от Исландии. Скорость спрединга на
хребте изменяется от 18,5 мм/год в районе Исландии до 20,2 мм/год в районе трансформного разлома Байт [14]. Рельеф дна, морфоструктурная сегментация и толщина коры хр. Рейкьянес закономерно изменяются по мере удаления от Исландского мантийного плюма [7, 22]. Спрединг на хребте развивается по косому механизму. Простирание хребта и внеосевых структур составляет 36°, направление растяжения — 99°. Угол а между простиранием хребта и направлением растяжения составляет 63°. К югу от Исландии уменьшается толщина коры, увеличивается мощность литосферы и ее хрупкого слоя соответственно. Это приводит к изменению характера разрушения осевой и приосевой литосферы и морфологии рифтовой зоны. Детально эти изменения и их причины рассмотрены в работе [2].
В южной части хребта (рис. 1, А) определяющая макроформа рельефа — рифтовая долина с максимальной глубиной до 2500 м, высотой бортов до 1500 м, шириной по бровкам 40—50 км [6]. Ширина внутренней долины варьирует от 10 до 20 км. В ее пределах на рассматриваемом участке расположено 7 осевых вулканических хребтов (ОВХ) 8-образной формы в плане. Их высота составляет 600—1000 м, минимальная глубина над центральными частями 1600—1500 м, длина 8—30 км, ширина 3—5 км. Хребты разделены крупными нетрансформными смещениями (НТС) с амплитудой смещения до 18 км.
В северной части хребта (рис. 1, Б) определяющей макроформой рельефа служит горстообразное осевое поднятие шириной 40—50 км. В его центральной части расположены осевые вулканические хребты длиной 15—35 км, высотой 150—400 м и минимальной глубиной 400—600 м. Отдельные вулканические постройки на этом участке гораздо многочисленнее, их высота достигает 200—300 м. Диаметр крупных, отдельно стоящих подводных гор достигает 3—5 км, высота 600—700 м. Крупные НТС здесь отсутствуют, хребты разделены небольшими грабенами глубиной 150—200 м с амплитудой смещения 1—2 км. Амплитуда крупнейших сбросов составляет 100—300 м.
Морфология рифтовой зоны хр. Книповича. Хребет Книповича протягивается более чем на 550 км вдоль континентальной окраины арх. Шпицберген от 73°45' до 78°35' с.ш. [12]. Скорость спрединга на хребте составляет 15—17 мм/год. Хребет можно разделить на два региона, условной границей между которыми служит широта 75°50' с.ш. Севернее этой широты хребет имеет ориентировку 000—007°, а южнее — 343—350° [12]. С учетом предсказанного по модели MORVEL [14] направления раздвижения плит для отрезка хребта 307° угол а на сегментах хребта изменяется от 33° (сегмент 74°40'—76°10') до 63° (сегмент 76°35'—77°27'). Его северная часть отличается более ортогональным спредингом (а = 53°), а южная — большей долей сдвига в кинематике растяжения (а = 37— 40°) [13].
В морфологии рифтовой долины хребта ключевую роль играют два типа структур: вулканические подня-
58°15'-'
58°0'
57°45
57°30' С.Ш.
27°30' 27" 15' 27°0' 26°45' 26°30' 26°15'
62°0'
61°45'
61°30' с.ш.
27°30'з.д. 27°15' 27°0' 26°45' 26°30' 26°15'
33°15' з.Д. 33°0
32°45' 32°30' 32°15'
32°0'
Рис. 1. Морфоструктурная схема южного (А) и северного (Б) участков хр. Рейкьянес. Схемы выполнены на основе батиметрических данных [15]. На врезке показана кинематика спрединга хребта: 22° — среднее простирание осевых вулканических хребтов, 36° — среднее простирание хребта; 99° — региональное направление раздвижения плит: 1 — ось спрединга; 2 — современные осевые вулканические хребты; 3 — молодые (формирующиеся) осевые вулканические хребты; 4 — днище и борта рифтовой долины; 5 —уступы крупных сбросов, хорошо выраженные в рельефе; 6 — уступы второстепенных сбросов; 7 — площадки рифтовых террас (южный участок), древние вулканические хребты (северный участок); 8 — вершинная поверхность осевого поднятия; 9 — склоны осевого поднятия; 10 — оси поднятий рифтовых гор; 11 — участки отсутствия детальной батиметрической съемки;
12 — впадины нетрансформных смещений на южном участке и грабены на северном участке хребта
тия и глубокие амагматические троги. Поднятия с относительным превышением над днищем более 500 м разбивают рифтовую долину на 6 трогов (рис. 2, А, Б). Высота поднятий составляет 0,5—1,1 км, максимальная глубина 2,3—3 км. Поднятия имеют длину от 4,5 до 29 км и ширину от 3,6 до 13,7 км. Все поднятия ориентированы субортогонально направлению растяжения [12]. В районе поднятий отмечаются многочисленные проявления вулканизма. Толщина коры в их пределах составляет 3—5 км [3, 12, 20].
Троги характеризуются и-образным (на юге) или ^образным (на севере) поперечным профилем с шириной по бровкам 15—20 км, по днищу 9—14 км, длина от 30 до 145 км, относительная глубина 1—1,5 км (максимальная глубина до 3,2—3,7 км). Они отличаются субпараллельным растяжению простиранием, которое изменяется от 340 до 010°. Толщина коры в их пределах сокращается до 2,5—3 км [12, 20]. В пределах трогов вулканизм редуцирован, вулканические постройки и лавовые потоки практически не встречаются. Поднятия выступают в роли магматических сегментов — ареалов проявления сфокусированного вулканизма и мантийного апвеллинга. Троги амагма-тичны и выполняют роль трансформных смещений, соединяющих магматические сегменты. В целом для их кинематики характерны разные соотношения сдвиговых и раздвиговых компонентов скорости спрединга [12, 13, 20].
В северной части хребта (рис. 2, А) определяющая макроформа — рифтовая долина глубиной до 3650 м, ориентированная в среднем по азимуту 0°, угол а на этом участке составляет 53°. В ее днище на участке длиной около 150 км находятся три магматических сегмента (1М—3М) длиной до 29 км и высотой 0,5— 1,1 км. Их разделяют короткие впадины амагматиче-ских сегментов длиной 10—25 км. На бортах хребта осадочные отложения плащеобразно покрывают верхние части рифтовых гор, их вершины достигают здесь глубины 1,2—1,3 км на западном и 0,9—1 км на восточном борту долины, возвышаясь на 2,1—2,6 км над днищем рифтовой долины. Во всех магматических сегментах прослеживаются внеосевые следы в виде цепочек поднятий длиной до 40 км. Борта рифтовой долины осложнены многочисленными рифто-выми террасами. На этом участке рифтовая долина расположена на расстоянии 40—50 км от бровки шельфа арх. Шпицберген, происходит снос осадков, заполняющих нодальные впадины рифтовой долины, где их мощность достигает 200—300 м [3].
В южной части хребта (рис. 2, Б) определяющая макроформа представлена рифтовой долиной глубиной до 3400 м, ориентированной в среднем по азимуту 347°, угол а на этом участке составляет 40°. В днище долины на участке длиной около 200 км выделен один магматический сегмент длиной до 20 км и высотой 0,5—0,7 км. Он находится в локальном бассейне растяжения типа пулл-апарт. С северо-запада и юго-востока к нему примыкают сдвиго-раздвиги амагма-
тических сегментов. Рифтовая долина в их пределах лишена долгоживущих вулканических построек, ее борта осложнены небольшими поднятиями, сформированными вдоль структур типа сколов Риделя. Террасы практически отсутствуют. Рифтовые горы достигают глубины 1,6—1,9 км, возвышаясь на 1,6—1,8 км над днищем рифтовой долины.
Морфология хр. Гаккеля. Хребет Гаккеля формирует границу между Евразийской и Американской плитами. Он простирается примерно на 1800 км от 83° с.ш., 6° з.д. до 125° в.д. Скорость спрединга на хребте варьирует вдоль простирания от 9—13 мм/год на западе до 6—7 мм/год на востоке. Растяжение происходит в ортогональном направлении: отклонения не превышают 5°, за исключением восточной части хребта, где а = 45° [19]. Исследования, проведенные на западном участке хребта, позволили выделить три сегмента [10, 15, 19] — западный вулканический сегмент (ЗВС) (7° з.д. — 3° в.д.), центральный амагмати-ческий сегмент (ЦАС) (3° в.д.—30° в.д.), восточный вулканический сегмент (ВВС) (30° в.д. — 85° в.д.).
Рельеф ЗВС обладает сходством с рельефом рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта. Риф-товая зона расположена в долине с максимальной глубиной до 4,3 км. В ее центральной части выявлены осевые вулканические хребты длиной 15—50 км и высотой от 0,4 до 1,4 км, они разделены малоамплитудными нетрансформными смещениями (НТС) (до 5—8 км). Группы вулканических хребтов, разделенные НТС, формируют три сегмента (1М, 2М, 3М, рис. 3, А). Борта долины сформированы серией крутопадающих сбросов с амплитудой смещения до 1,1 км. Сбросы хорошо выражены по длине и формируют рельеф рифтовых террас на бортах долины, ширина блоков террас варьирует от 1 до 4 км (рис. 4, Б). Согласно результатам драгирования [19] вулканические постройки и борта рифтовой долины сложены в основном базальтами. В рифтовой зоне число вулканов достигает 55% от их числа на участке САХ от 22° до 26° с.ш., их плотность составляет 31/1000 км2, а средняя высота — 29,5 м, что в 2 раза меньше, чем соответствующие показатели для САХ [9]. Толщина коры на участке ЗВС, по данным [17], составляет 2,5—4,9 км.
Рельеф ЦАС сформирован рифтовой долиной с максимальной глубиной до 4,8—5,4 км. На всем протяжении отрезка хребта длиной около 250 км наблюдается один крупный вулканический центр в районе 19° в.д. и два редуцированных — в районе 13 и 17° в.д. На остальной части рифтовой долины свежие лавовые потоки и вулканические постройки не обнаружены [10]. Вулканические постройки расположены только на бортах рифтовой долины. Отсутствие магматической активности наблюдается в условиях субортогонального растяжения. Днище долины состоит из серии удлиненных впадин и отличается небольшой шириной (до 10 км против 15—25 км в пределах ЗВС). Склоны долины пологие и практически лишены сбросов, по сути они представляют собой поверхности
Рис. 2. Морфоструктурные схемы северного (А) и южного (Б) участков хр. Книповича. Схемы выполнены на основе батиметрических данных, собранных К.О. Добролюбовой, А.С. Абрамовой, Ю.А. Зарайской, Ю.Е. Барамыковым, А.С. Пономаревым, А.В. Коханом, Е.А. Морозом в ходе 25-го и 26-го рейсов НИС "Академик Николай Страхов" [3]. На врезках показаны кинематические параметры спрединга на участках хребта; 0° и 347° — среднее простирание участков хребта, 257° и 270° — ортогонали к простиранию участков хребта, показывают степень отклонения спрединга от идеального, 307° — региональное направление раздвижения плит: 1 — вулканические хребты и их следы вне оси; 2 —конические и щитовидные вулканические постройки; 3 — днище и борта рифтовой долины; 4 — площадки рифтовых террас; 5 — амагматические впадины; 6 — блоковые поднятия рифтовых гор; 7 — уступы сколов Риделя; 8 — уступы сбросов; 9 — древняя рифтовая долина; 10 — поднятие внутреннего угла трансформного разлома Моллой; 11 — северный склон трансформного разлома Моллой; 12 — подножие континентального склона; 13 — блоковые поднятия рифтовых гор, покрытые осадками; 14 — комплекс куполовидных поднятий; 15 — линии профилей (см. рис. 4); 16 — ось спрединга; 17 — оси поднятий; 18 — оси вулканических хребтов;
19 — уступы второстепенных сбросов
сместителей пологопадающих детачментов. Фланги хребта сформированы пологосклонными (крутизна не более 30°) хребтами высотой 700—2000 м с узкими гребневидными вершинными поверхностями шириной не более 1—1,5 км (рис. 4, А). Склоны хребтов не на-
рушены сбросами и отличаются симметричным строением, расстояние между ними составляет 5—20 км. В тыловых частях хребтов находятся крупные впадины с широкими выровненными днищами. В пределах хребтов практически отсутствуют проявления вулка-
Рис. 3. Морфоструктурные схемы западного (А) и центрального (Б) участков хр. Гаккеля. Схемы выполнены на основе батиметрических данных [21]. На врезке показано положение участков съемки: 1 — рис. 2, Б; 2 — рис. 2, А; 3 — рис. 3, А; 4 — рис. 3, Б: 1 — линии профилей (рис. 4). Стрелками показаны направление регионального раздвижения плит (305° и 295°) и среднее простирание рифтовой долины на данных участках хребта (27° и 35°); 2 — ось спрединга; 3 — уступы крупнейших сбросов; 4 — площадки рифтовых террас; 5 — вулканические постройки; 6 — амагматические впадины; 7 — осевые вулканические хребты; 8 — второстепенные сбросы; 9 — днище и борта рифтовой долины; 10 — впадины рифтовых гор; 11 — оси поднятий рифтовых гор; 12 — поднятия фланговых гор; вертикальными сплошными линиями показаны границы сегментов в пределах рифтовой долины
низма, их тренд повторяет простирание хребта и нарушается в створах НТС.
М. Кэннет и Д. Саутер с соавторами [8] описали подобную внеосевую морфологию на амагматическом участке в восточной части Юго-Западного Индийского хребта, вероятно, она распространена и в пределах других амагматических участков системы СОХ. В регионе от 3 до 17° в.д. в драгированных пробах преобладают диабазы, габбро, серпентинизированные перидотиты. Толщина коры на этом участке составляет 1,3—2,5 км и в среднем не превышает 2 км [17].
В пределах ВВС вулканизм восстанавливается, он сфокусирован в пределах магматических сегментов, разделенных амагматическими отрезками длиной 40—120 км. В условиях наклонного растяжения амагматические сегменты ориентированы субпараллельно направлению растяжения, а магматические — субортогонально ему. Вулканические хребты имеют строение, аналогичное таковому у осевых вулканических хребтов на западном участке. Амагматические
сегменты представляют собой впадины с максимальной глубиной до 4,8—5,1 км и пологими бортами. В пределах региона в материале драгирования преобладают базальты. Плотность вулканических построек составляет 14,4/1000 км2, средняя высота 22,9 м [10]. Скорость спрединга здесь варьирует от 10 до 12,7 мм/год. Число вулканических построек составляет около 25% от такового на участке САХ от 22 до 26° с.ш. [10]. Толщина коры локально возрастает в районе вулканических поднятий. В прилегающих впадинах толщина коры минимальна (2,5—3,3 км) [17]. В строении флангов хребта участвуют как валообразные поднятия, так и асимметричные блоки. Первые характерны для амагматических сегментов и редуцированы по сравнению с аналогичными структурами ЦАС (их высота не превышает 1 км, а расстояние между ними — 5—10 км). Вторые формируют внеосевые следы магматических сегментов, они имеют строение, сходное со строением флангов хребта в пределах ЗВС.
Расстояние, км 0 10 20 30 40 50
Расстояние,км
Рис. 4. Поперечные профили через рифтовые долины хребтов: А — центральный участок хр. Гаккеля (см. рис. 3, Б); Б — западный участок хр. Гаккеля (см. рис. 3, А); В, Г — северный участок хр. Книповича (см. рис. 2, А); Д, Е — южный участок хр. Книповича (см. рис. 2, Б),
построены по батиметрическим данным [3, 21]
Особенности морфологии рассмотренных хребтов.
Таким образом, осевые вулканические хребты рифтовой зоны хр. Рейкьянес эшелонированы и расположены ортогональнее к направлению растяжения, чем тренд рифтовой долины. Морфоструктуры на удалении 15—20 км от оси выстраиваются также более ортогонально растяжению. На удалении более 20 км структуры выстраиваются параллельно рифтовой оси хребта. Сложное распределение морфоструктур обусловлено наклоном растяжения (а = 63°). При уменьшении толщины хрупкого слоя коры и увеличении ширины ослабленной зоны по мере приближения к Исландии увеличивается длина осевых вулканических хребтов, уменьшается амплитуда смещений и граничных сбросов рифтовой зоны, возрастает интенсивность магматизма.
Изменения в структурообразовании подтверждаются данными аналогового и численного моделирования. При сокращении ширины ослабленной зоны и увеличении мошности хрупкого слоя в модели длина трещин уменьшается и возрастает амплитуда смещений между ними [1]. Сегментация формируется в условиях наклонного растяжения, в результате образуется система эшелонированных трещин разной длины, субортогональных направлению растяжения.
По этим трещинам расплав проникает к поверхности и формирует осевые вулканические хребты. В условиях одинаковых скорости и кинематики спрединга при уменьшении температуры мантии уменьшается интенсивность магматизма и увеличивается роль тектонических процессов в рельефообразовании.
Колебания отклонения спрединга от ортогонального в пределах рифтовой зоны хр. Книповича отражены в морфологии дна рифтовой долины. Северный участок с более ортогональным растяжением (а = 53°) характеризуется глубокой долиной с развитыми фланговыми горами, крупными ареалами вулканизма (сегменты 1М, 2М, 3М), хорошо выраженными высокоамплитудными сбросами и многочисленными рифтовыми террасами на бортах долины. Нодальные бассейны короткие и занимают небольшую площадь в днище долины. Южный участок хребта с более сдвиговым механизмом растяжения (а = 40°) характеризуется асимметричной неглубокой рифтовой долиной, одним ареалом вулканической деятельности, отсутствием морфологических проявлений вулканизма в пределах амагматичных сегментов. Стенки сбросов здесь короткие, малоамплитудные, террасированность склонов небольшая. Площадь и длина нодальных бассейнов больше. Экспериментальные исследования [1],
показали, что сегментация рифтовой зоны в условиях сильного косого спрединга сильно зависит от ориентировки ослабленной зоны относительно направления растяжения. При этом происходит сегментация, заключающаяся в чередовании бассейнов локального растяжения типа пулл-апарт и соединяющих их сдвиговых сегментов. Длина сдвиго-раздвигов и сдвигов зависит от ориентировки ослабленной зоны относительно направления растяжения. Интенсивность ре-льефообразующих процессов изменяется: в пределах магматических сегментов преобладает магматизм, а в амагматических сегментах — тектонические процессы, причем величина сдвиговой компоненты в кинематике растяжения изменяется в зависимости от угла а для каждого сегмента.
В пределах хр. Гаккеля выявлены три морфологически отличающихся участка. Рельеф западной части хребта сходен с рельефом Срединно-Атлантического хребта; в центральной части хребта практически полностью отсутствует магматизм, в восточной — происходит наклонное растяжение и восстановление вулканической активности. Рельеф дна изменяется в условиях сходных значений скорости и кинематики спрединга (западная и центральная части хребта), что может свидетельствовать в пользу разной температуры мантии, подстилающей эти участки хребта. В каждой морфологической зоне хр. Гаккеля определяющее влияние на рельефообразование оказывают разные процессы. Так, в западной зоне преобладает вулканизм, в центральной — амагматическое растяжение и тектонические, а также метаморфизм экспонированных на поверхность дна ультраосновных пород мантии, в восточной провинции вулканическая активность восстанавливается, но в пределах протяженных участков длиной до 80—120 км между вулканическими центрами преобладают тектонические процессы и метаморфизм.
Выводы. Таким образом, на основании анализа рельефа дна были установлены главные факторы, определяющие сегментацию хребтов:
— для хр. Рейкьянес — изменение толщины коры, ширины зоны прогрева, увеличение интенсивности
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. и др. Физическое моделирование структурообразования и сегментации ультрамедленных хребтов Рейкьянес, Книповича и Гаккеля // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя: Мат-лы ХШ1 тектонического совещания. М.: ГЕОС. 2010. Т. 1. С. 209—212.
2. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан А.В., Свешников А.А. Термическое и реологическое состояние литосферы и особенности структурообразования в рифтовой зоне хребта Рейкьянес (по результатам численного и экспериментального моделирования) // Физика Земли. 2011. № 7. С. 30—43.
3. Зайончек А.В., Брекке Х., Соколов С.Ю. и др. Строение зоны перехода континент—океан северо-западного обрамления Баренцева моря (по данным 24, 25 и 26 рейсов НИС
вулканических процессов и магмоснабжения по мере приближения к Исландии, неортогональность спре-динга; для хр. Книповича — формирование его в пределах транзитной зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях взаимодействия сдвиговых и раздви-говых напряжений, неортогональность спрединга и наличие мощного структурно-вещественного барьера для континентальной литосферы Шпицбергена и Баренцева моря; для хр. Гаккеля — наиболее низкие значения скорости спрединга, вариации степени прогрева мантии и геометрии спрединга вдоль простирания хребтов, приводящие к изменению интенсивности проявления эндогенных рельефообразующих процессов;
— сегментация рассмотренных ультрамедленных спрединговых хребтов формируется под воздействием трех основных факторов — скорости и геометрии спрединга и температуры подстилающей мантии, которые влияют на интенсивность магмоснабжения и соотношение и распределение напряжений в рифто-вой зоне, толщину хрупкого слоя литосферы и ширину ослабленной (рифтовой) зоны коры;
— для хр. Рейкьянес характерно уменьшение интенсивности магматизма при удалении от Исландии; для хр. Книповича — преобладание магматизма на участках магматических сегментов и тектонических напряжений разной кинематики на участках амагма-тических сегментов; для хр. Гаккеля — соотношение этих процессов варьирует от одного участка к другому: на ЗВС преобладает магматизм, на ЦАС — метаморфизм и тектонические процессы, на ВВС — магматизм на участках магматических сегментов и тектонические и метаморфические процессы на участках амагматичных сегментов;
— крайний случай проявления ультрамедленного спрединга — участок ЦАС хр. Гаккеля, где растяжение происходит в "холодном" режиме и на поверхность экспонируются породы мантии; толщина хрупкого слоя достигает здесь максимальных значений, а толщина коры — минимальна. В результате формируется специфический рельеф валообразных поднятий, на которых преобладают процессы серпентинизации.
"Академик Николай Страхов", 2006—2009 гг.) // Строение и история развития литосферы. Вклад России в Международный полярный год. М.: Paulsen, 2010. Т. 4. C. 111—157.
4. Мазарович А.О., Соколов С.Ю, Турко Н.Н. и др. Рельеф и структура рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта между 5° и 7° 18' с.ш. // Росс. журн. наук о Земле. 2001. Т. 3, № 5. С. 353—370.
5. Пейве А.А. Аккреция океанической коры в условиях косого спрединга // Геотектоника. 2009. № 2. С. 5—19.
6. Сборщиков И.М., Руденко М.В. Структура рифтовой зоны хребта Рейкьянес и Исландская термальная аномалия // Геотектоника. 1985. № 2. С. 88—103.
7. Appelgate B., Shor A.N. The northern Mid—Atlantic and Reykjanes Ridges: spreading center morphology between 55°50'N and 63°00'N // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B9. P. 17935— 17956.
8. Cannat M, Sauter D., Escartin J. et al. Oceanic corrugated surfaces and the strength of the axial lithosphere at slow spreading ridges // Earth and Planet. Sci. Lett. 2009. Vol. 288. P. 174—183.
9. Carbotte S.M., Macdonald K.C. The axial topographic high at intermediate and fast spreading ridges // Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. Vol. 128. P. 85—97.
10. Cochran J.R. Seamount volcanism along the Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Geophys. J. Intern. 2008. Vol. 174. P 1153—1173.
11. Cochran J.R., Sempere J.-C. The Southeast Indian Ridge between 88°E and 118°E: Gravity anomalies and crustal accretion at Intermediate Spreading Rates // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. P. 15463—15487.
12. Crane K., Doss H., Vogt P. et al. The role of the Spitzbergen shear zone in determining morphology, segmentation and evolution of the Knipovich ridge // Mar. Geophys. Res. 2001. Vol. 22. P. 153—205.
13. Curewitz D., Okino K., Asada M. et al. Structural analysis of fault populations along the oblique, ultra-slow spreading Knipovich Ridge, North Atlantic Ocean, 74°30'N—77°50'N // J. of Struct. Geol. 2010. Vol. 32. P. 727—740.
14. DeMets C., Gordon R, Argus D. Geologically current plate motions// Geophys. J. Intern. 2010. Vol. 181. P. 1—80.
15. Dick H, Lin J., Schouten H. An ultra-slow class of spreading ridge // Nature. 2003. Vol. 426. P. 405—412.
16. Fornari D.J., Haymon R.M., Perfit M. et al. Axial summit trough of the East Pacific Rise 9°—10°N: Geological charac-
teristics and evolution of the axial zone on fast spreading mid-ocean ridges // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103. P. 9827—9855.
17. Jokat W., Schmidt-Aursch M. Geophysical characteristics of the ultraslow spreading Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Geophys. J. Intern. 2007. Vol. 168. P. 983—998.
18. Keeton J.A., Searle R.C., Parsons B. et al. Bathymetry of the Reykjanes Ridge // Mar. Geophys. Res. 1997. Vol. 19. P. 55—64.
19. Michael P., Langmuir C., Dick H. et al. Magmatic and amagmatic seafloor generation at the ultra-slow spreading Gakkel ridge, Arctic ocean // Nature. 2003. Vol. 423. P. 956—961.
20. Okino K., Curewitz D., Asada M. et al. 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.
21. Schenke H.W., Gauger S. AWI Bathymetric Chart of the Gakkel Ridge (AWI BCGR) (Scale 1:150,000). Bremerhaven: Alfred Wegener Institute for polar and marine research, 2007. URL: http://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.733039
22. Searle R.C., Keeton J.A., Owens R.B. et al. The Reyk-janes Ridge: structure and tectonics of a hot—spot—influenced, slow-spreading ridge, from multibeam bathymetry, gravity and magnetic investigations // Earth and Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 160. P. 463—478.
Поступила в редакцию 15.03.2012
A.V. Kochan
MORPHOLOGY OF THE RIFT ZONES OF ULTRA-SLOW SPREADING (THE REYKJANES, KNIPOVICH AND GAKKEL RIDGES)
The results of investigation of relief morphology for the rift zones of the Reykjanes, Knipovich and Gakkel ridges are discussed. Relief of the rift zone of the Reykjanes Ridge is governed by the differences in the depth of friable layer and the width of reduced zone. These parameters show regular changes southward of Iceland. As a result a system of separated axial volcanic ridges with different morphology and degree of segmentation is formed within the rift zone. Relief of the rift zone of the Knipovich Ridge is governed by the orientation of its sections in relation to the direction of plate spreading. The higher is the deviation from the orthogonal orientation the smaller are the areas of volcanism, the heights of flank rises and the amplitudes of faults, while the lengths of non-magmatic parts of the rift zone increase. Relief of the rift zone of the Gakkel Ridge is governed by the extremely low rates of spreading and, probably, different temperatures of the mantle. A rift valley which is morphologically similar to that of the Middle Atlantic Ridge forms there. In the central part of the ridge it transforms into the non-magmatic trough with gentle slopes, rare morphologically pronounced volcanic phenomena and a system of flank swell-like rises. In the eastern part the volcanic activity recovers to a certain extent and a system of magmatic sections (sub-orthogonal to spreading direction) and non-magmatic sections (sub-parallel to it) is formed under the inclined spreading.
Key words: the Reykjanes Ridge, the Knipovich Ridge, the Gakkel Ridge, spreading ridges, inclined spreading, relief of the rift zone, segmentation of the rift zone.
