ГЕОТЕКТОНИКА, 2009, № 5, с. 25-49
УДК 551.242.2 (261/264)
ОСОБЕННОСТИ АККРЕЦИИ КОРЫ В ОСЕВОЙ ЧАСТИ СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА К ЮГУ ОТ РАЗЛОМА МАРТИН ВАС
(ЮЖНАЯ АТЛАНТИКА)
© 2009 г. С. Г. Сколотнев, А. А. Пейве, Н. Н. Турко, М. Е. Былинская, Л. А. Головина
Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 21.11.2008 г.
Получены новые данные о строении, развитии и происхождении зон нетрансформных смещений смежных сегментов Срединно-Атлантического хребта, которые в отличие от трансформных разломов изучены сравнительно слабо. Выявлены признаки влияния на процессы, происходящие в зоне спрединга, плюмов глубинной мантии, развивающихся за пределами гребневой зоны Срединно-Атлантического хребта. Эти результаты получены при детальном анализе геологического строения отрезка гребневой зоны хребта, ограниченного координатами 19.8-21° ю.ш., где ранее было проведено опробование дна и произведены батиметрическая съемка и измерение магнитного поля. Здесь выявлены два сегмента, смещенные относительно друг друга на 10 км вдоль нетрансформного нарушения. В северной части южного сегмента установлен вулканический центр спрединговой ячейки, выделяющийся в современной рифтовой долине пониженной глубиной и повышенной мощностью коры и существующий в течение последних 2 млн. лет. В его пределах распространены магнезиальные, слабо дифференцированные базальты К-МОЯБ типа, тогда как участки преимущественно тектонического развития сложены дифференцированными и высокожелезистыми базальтами. Такое распределение базальтов свидетельствует о том, что вулканический центр сформировался над центром апвеллинга астеносферной мантии, растекающейся как в направлении спрединга, так и вдоль его оси, а в пределах литосферы происходит миграция расплавов в стороны от вулканического центра вдоль простирания рифта.
В северном сегменте вблизи его южного окончания 2.5 млн. лет назад возник мощный вулканический центр, к настоящему времени прекративший существование. В результате его деятельности на западном фланге гребневой зоны сформировалось овальное поднятие, сложенное обогащенными базальтами Т-МОЯБ типа с изотопно-геохимическими характеристиками, указывающими на то, что их первичные расплавы являлись производными химически гетерогенной мантии. При этом имело место смешение вещества деплетированной мантии с материалом, близким либо плюму Святая Елена, либо плюму Тристан-да-Кунья, либо всех трех источников одновременно. Обосновывается вывод о поступлении в зону плавления под осевой частью спрединга на участке развития овального поднятия мантийного вещества плюма Святая Елена по линейной зоне проницаемости в мантии в юго-западном направлении (около 225°) и о вовлечении в плавление блоков мантийного материала, попавших в кон-вектируемую мантию из плюма Тристан-да-Кунья на стадии раскола континентов. Нетрансформное смещение между двумя сегментами возникло вместо трансформного разлома около 5 млн. лет назад. Развитие зоны нетрансформного смещения происходило в режиме косого спрединга при постоянной проградации рифта южного сегмента к северу. В настоящее время в зоне нетрансформного смещения имеет место повышенная вулканическая активность. В течение последних 2 млн. лет на изученном отрезке Срединно-Атлантического хребта спрединг был асимметричным, более быстрым в западном направлении: скорость западного полуспрединга в северном сегменте составляет около 1.88 см/год, а восточного - 1.6 см/год.
ВВЕДЕНИЕ
Разнопорядковая сегментация срединно-океа-нических хребтов является характерной чертой их строения. К.С. Макдональдом и др. [28] выделяются 4 порядка сегментации. Границами сегментов 1-го порядка размером от нескольких десятков до сотен километров по простиранию хребта являются крупные трансформные разломы, сегментов 2-го порядка длиной до нескольких десятков километров - мелкие трансформные разломы и нетрансформные смещения. Деталь-
ные батиметрические исследования океанского дна с помощью многолучевых эхолотов выявили широкое распространение в гребневой зоне сре-динно-океанических хребтов структурных нарушений в виде смещений оси хребта, которые получили название нетрансформных смещений (или нарушений) или смещений 2-го порядка (second-order ridge axis discontinuities). Строение таких участков дна разнообразно и существенно отличается от участков с трансформным смещением как в области рифта, так и за его пределами в области так называемой дискордантной зоны (dis-
Рис. 1. Строение океанского дна в районе трансформного разлома Мартин Вас по данным спутниковой альтиметрии [34] Четырехугольником обведен район исследований. Сплошные белые линии проведены по осевым частям дискордант-ной зоны, детально изученной в результате работ, и вдоль примыкающих к ней с обеих сторон трогов палеотранс-формного разлома. Пунктирные белые линии - оси структурных цепей подводных гор и поднятий, обсуждаемых в тексте статьи. Цифрами обозначены подводные горы и острова: 1 - Дампир, 2 - Кардно, 3 - Святой Елены, 4 - Бонапарта, 5 - Льва Толстого. Цифры поставлены ниже и слева от соответствующей горы. САХ - Срединно-Атлантиче-ский хребет
cordant zone). Плиты вблизи нетрансформных смещений утрачивают жесткость, при этом напряжения скалывания разряжаются в широкой зоне (более 10 км) косыми, нормальными и сдвиговыми разломами. В настоящей статье рассматривается строение сегментов 2-го порядка, включая и их пограничные зоны.
Большое распространение нетрансформных нарушений оси Срединно-Атлантического хребта в Южной Атлантике обнаружено в ходе работ, проведенных П. Фоксом с соавторами [19] в районах 31-34.5° ю.ш. и 25-27.5° ю.ш. В 10-м рейсе НИС "Академик Иоффе" [7] нами было выявлено нетрансформное смещение к югу от трансформного разлома Мартин Вас (полигон Мартин Вас, 19.8-21° ю.ш.) (рис. 1). Оно имеет ряд специ-
фических черт, не обнаруженных в ходе предыдущих исследований, важных с точки зрения понимания природы процессов формирования нетрансформных нарушений.
В последние годы накопилось много данных о том, что большое влияние на тектонику и магматизм осевой зоны спрединга оказывают процессы, происходящие за ее пределами и обусловленные плюмами горячей глубинной мантии (мантийные плюмы). Плюмовая активность широко проявлена на океанском дне в виде наложенных на типичную океаническую литосферу вулканических поднятий с повышенной мощностью коры, сформированной высокопродуктивным магматизмом, отличным от К-МОЁБ типа. Изучение взаимодействия между плюмами и спрединговы-
ми хребтами показывает, что оно может проявляться даже на расстоянии между ними до 1000 км [35, 37]. Механизмы и примеры этого взаимодействия рассматриваются многими авторами [14, 35-37, 39]. В последнее время количественные построения опираются на модель пульсирующего плюма, от грибообразной вершины которого происходит радиальное растекание плюмового материала в сочетании с его линейно организованными потоками [14]. Оказывая прямое влияние на аккрецию коры в осевой части спрединго-вых хребтов, внеосевые плюмы тем самым могут приводить и к изменениям в конфигурации границ плит. Геохимические и изотопные особенности базальтов полигона Мартин Вас [6] и некоторые элементы строения дна в его пределах [7] указывают на возможное влияние внеосевой плюмовой активности на процессы, происходящие в районе рассматриваемого нами полигона.
СТРОЕНИЕ ДНА В ОКРЕСТНОСТЯХ ПОЛИГОНА МАРТИН ВАС
В пределах Южной Атлантики крупнейшие плюмы сопряжены с островами Святой Елены, Тристан-да-Кунья, Гоф и поднятием Дискавери. Наиболее близко от полигона Мартин Вас находится остров Святой Елены (в 800 км к востоку от оси Срединно-Атлантического хребта), образовавшийся в результате магматической активности, начавшейся около 30 млн. лет назад [9]. Остров Святой Елены наряду с расположенными поблизости подводными вулканическими горами Бонапарта и Сысоева (ранее Багратиона) входит в состав цепи изометричных гор и поднятий, протягивающейся в северо-восточном направлении до Африканского континента (азимут около 45°) [8] (см. рис. 1). Севернее этой цепи располагается структурно близкая цепь, начинающаяся с подводных поднятий Льва Толстого (ранее Кутузова) и Кардно. В соответствии с представлениями современной геодинамики данные цепи являются следами горячих точек, связанных с плюмом глубинной мантии, центральная часть (голова?) которого проецируется в районе о. Святой Елены (плюм Святая Елена) [15]. Эти цепи вблизи Африканского побережья продолжаются в виде Камерунской линии, состоящей из нескольких островов (Пагалу, Принсипи, Биоко и др.), сформировавшихся в результате четвертичной и современной вулканической деятельности [16]. Следовательно, линейное распространение разновозрастного вулканизм не связано с точечным развитием плюмовой активности в районе о. Святой Елены, а пространственно рассредоточено, проявляясь не только в районе горячих точек, но и на участках, удаленных от них. Для такого рода тектоно-магматических структур предложено понятие "горячая линия" [4, 30].
На карте предсказанной топографии, построенной по данным спутниковой альтиметрии [34] (см. рис. 1), видно, что описанные выше цепи подводных гор протягиваются от поднятий о. Святой Елены, Бонапарта, Сысоева и Льва Толстого не только к северо-востоку, но и в противоположном юго-западном направлении (приблизительно 225°), при этом южная цепь подходит к осевой части Срединно-Атлантического хребта в районе полигона Мартин Вас. На этом отрезке цепи состоят из протяженных поднятий такого же простирания, имеющих средний размер около 100 х 20 км. На карте предсказанной топографии в области сочленения южной цепи и гребневой зоны Сре-динно-Атлантического хребта наблюдается ансамбль структур, имеющий в плане треугольную форму (см. рис. 1). Северная вершина этого треугольника находится в осевой части Срединно-Атлантического хребта, а две южных вершины удалены примерно на равное расстояние от его оси, при этом от них в стороны флангов хребта отходят прямолинейные троги, перпендикулярные оси рифта, что указывает на то, что они являются долинами па-леотра
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.