ГЕОТЕКТОНИКА, 2009, № 6, с. 70-92
УДК 551.24.01(261+491.1)
ОСОБЕННОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ИСЛАНДСКОГО РЕГИОНА
© 2009 г. Е. В. Вержбицкий, М. В. Кононов, А. Ф. Бяков, О. В. Гринберг
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, 117997, Москва, Нахимовский проспект, 36
Поступила в редакцию 07.07.2008 г.
Рассмотрены основные гипотезы образования Исландского региона, отмечается, что наиболее обоснованной является гипотеза плейт- и плюм-тектонического генезиса этого региона. Сделаны модельные оценки влияния горячего вещества плюма на характер формирования океанических хребтов различной природы. Осуществлены компьютерные расчеты скоростей термического погружения в астеносферу асейсмичных хребтов Индийского и Тихого океанов: Восточно-Индийского и Гавайско-Императорского хребтов, выполнен сравнительный анализ результатов расчетов скоростей термического погружения этих хребтов с результатами расчетов погружения спрединго-вых хребтов Исландского региона: Рейкьянес и Кольбейнсей. Сделан вывод об идентичности теп-лофизических процессов формирования спрединговых хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей и асейсмичных хребтов Восточно-Индийского и Гавайско-Императорского, генезис которых связан с работой горячей точки. Проведен анализ распределения теплового потока в районах о-ва Исландия и Гавайского поднятия; на основе анализа и численных расчетов сделано заключение: первоначальный генезис о-ва Исландия характеризуется плюм-тектоническим преобразованием континентальной (не океанической) литосферы; в два раза более высокий уровень геотермического режима района, прилегающего к о-ву Исландия (100 мВт/м2), по отношению к геотермическому режиму района Гавайского поднятия (50 мВт/м2), обусловлен в ~2 раза меньшей средней мощностью литосферы хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей в районе о-ва Исландия (40 км) по сравнению с более мощной литосферой Тихоокеанской плиты (80 км) в районе Гавайского поднятия. Обоснованы на базе геолого-геотермических данных и численного теплофизического моделирования главные этапы развития Исландского региона, рассмотрена кайнозойская тектоническая эволюция региона, рассчитаны и построены в системе горячих точек палеогеодинамические реконструкции Северной Атлантики на 60, 50 и 20 млн. лет.
ВВЕДЕНИЕ
Остров Исландия расположен в центральной зоне Исландского региона. К югу и северу от острова находятся срединно-океанические хребты Рейкьянес и Кольбейнсей (рис. 1), которые продолжаются в неовулканических зонах о-ва Исландия. Причем хребет Рейкьянес располагается симметрично относительно шельфа Гренландии и плато Роколл. Плато Роколл характеризуется континентальным генезисом со значительным, главным образом, раннепалеогеновым мафическим магматизмом. В то же время хребет Кольбейнсей равноудален от края Гренландии и микроблока континентальной природы Ян-Майен с молодым голоценовым вулканизмом. Следует отметить, что данный микроблок находится примерно посередине между окраинами Европы и Гренландии. Это обстоятельство и линейные магнитные аномалии указывают на более молодой относительно хребта Рейкьянес возраст хребта Кольбейнсей, который в процессе формирования отколол от края Гренландии микроблок Ян-Майен [54, 85]. Характер линейных магнитных аномалий в Норвежской котловине, к востоку от о-ва Ян-Майен позволяет считать, что до форми-
рования хребта Кольбейнсей спрединг в Норвежской котловине проходил вдоль отмершей оси спрединга, которая находилась на сильно погруженном ныне хребте Аегир (см. ниже) [49].
Остров Исландия построен главным образом излившимися толеитовыми и оливиновыми базальтами. Подчеркнем, что возраст вулканитов острова увеличивается от экструзивной зоны к его периферии. К западу и востоку от острова находятся Гренландско-Исландский и Исландско-Фарерский пороги, которые по геофизическим данным, в основном, построены океанической корой повышенной мощности. На океанический генезис коры порогов указывает и поведение здесь линейных магнитных аномалий, которые из океанических котловин трассируются в пределы порогов, причем возраст порогов в соответствии с номерами магнитных аномалий становятся более древними в направлении от острова Исландии к периферии.
На восточной границе Исландско-Фарерского порога примерно в 100 км до Фарерских островов геофизические данные указывают на наличие континентального фундамента. На Фарерских островах (которые являются северным продол-
Рис. 1. Карта геолого-геофизической изученности Исландско-Гренландского региона
1 - океаническая кора: а - магнитные аномалии и их номера, б - трансформные разломы и их названия; 2 - палеоосевые магнитные аномалии; 3 - избранные изобаты (в метрах); 4 - осевые спрединговые центры; 5 - сбросы; 6-7 - магматические комплексы Северно-Атлантической Магматической Провинции: <5- проявления магматических комплексов на суше (цифрами на карте показаны районы: I - Западно-Гренландский, II - Восточно-Гренландский, III - Британский), 7 - проявления магматических комплексов в акватории моря (экструзивные базальтовые силлы (Seaward Dipping Reflector Complexes); 8 - внутриокеанические блоки с континентальной и субконтинентальной корой; 9 - скважины глубоководного бурения DSDP и ODP, их номера; 10- значения теплового потока (мВт/м2)
жением плато Роколл) скважинами бурения [88] вскрыта толща силловых базальтов 6.5 км. Тектоническое положение порогов позволяет предположить, что они, сформировались на месте крупнейшей поперечной разломной зоны, пересекающей всю Атлантику наряду с такими разломами, как Чарли Гиббс, Ян-Майен и др. (см. рис. 1).
Специфической чертой о-ва Исландия является его расположение в центре пересечения структур Гренландско-Исландского и Исландско-Фар-рерского порогов со звеньями Срединно-Атлан-тического хребта: хребтами Рейкьянес и Кольбейнсей (см. рис. 1) [11, 46].
Наличие фрагментов линейных магнитных аномалий, существование разломных зон с превалированием сдвиговой компоненты деформаций, закономерное падение платобазальтов в диапазоне углов 4°-15° в сторону от оси растяжения, дрейф коры со скоростью ~1 см/год и другие факторы способствовали развитию гипотезы, что Исландия является поднятым на поверхность блоком срединно-океанического (спредингового) хребта [24, 64, 74, 89].
Однако ряд геолого-геофизических фактов противоречит этим взглядам. В частности, распределение неовулканических зон в Исландии не согласуется с моделью простого спрединга океанической коры. Существуют трудности и в интерпретации линейных магнитных аномалий о-ва Исландия. В изверженных породах острова развиты базальты, обогащенные некогерентными элементами в отличие от базальтов срединно-океанических хребтов, выплавленных из деплетированной мантии [25, 95]. Здесь следует заметить, что базальты расположенного к югу Азорского архипелага (Азорская горячая точка) также обогащены некогерентными элементами.
Кора о-ва Исландия характеризуется аномальным строением по отношению к океаническому и континентальному типу коры. Предполагаемая мощность коры острова более 20-30 км. Аномально большая мощность коры о-ва Исландия обусловлена большим объемом магмы, выплавленной из недеплетированной мантии. Ее нижняя часть подстилается слоем толщиной 1025 км частично или полностью расплавленного мантийного вещества. Существует ряд моделей строения коры острова, состоящей из 2, 3 и 4 слоев [26, 36, 38, 66]. Ниже мы приводим одну из моделей, основанной на сейсмических, магнитотел-лурических данных и материалах сейсмической томографии [11]. Согласно этой модели кора в Исландии разделяется на 3 слоя. Верхняя кора, мощностью примерно 1-3 км, характеризуется скоростью продольных сейсмических волн Ур < 5 км/с. Средней коре, мощностью 3-4.5 км, соответствуют сейсмические скорости Ур = 5-6.5 км/с, близкие скоростям океанической коры. Нижняя кора
характеризуется мощностью 14-20 км и скоростями Ур = 7.2-7.25 км/с, а граница Мохо скоростью Ур = 7.5 км/с.
Известно, что для второго слоя типичной коры океанов Ур = 4.5 км/с (мощность слоя ~2 км), а для ее третьего слоя Ур = 6.7 км (мощность слоя ~5 км).
Следовательно, по скоростным характеристикам и по мощностям слоев кора о-ва Исландия в значительной мере отличается от океанической и не содержит гранитного слоя континентальной коры (Ур = 6 км/с).
Все перечисленные выше факты указывают, что на о-ве Исландия действует усложненная модель спрединга.
Необходимо отметить, что в районе о-ва Исландия на глубине более 175 км выделяется по результатам сейсмических исследований низкоскоростная мантийная зона, влияние которой по ла-терали распространяется на 1000-2000 км. Наличие аномальной мантийной зоны подтверждается данными сейсмической томографии [75, 83, 94].
Кроме спрединговой гипотезы генезиса района о-ва Исландия, существуют еще две гипотезы его генезиса. Первая из этих гипотез базируется на результатах геомагнитной съемки, выполненной в 10-м и 15-м рейсах НИС "Академик Курчатов" в Исландском регионе [2, 15, 16].
На основе материалов этой съемки, с привлечением данных зарубежных исследований, была построена схема осей идентифицированных магнитных аномалий Исландского региона [17]. При приближении к Исландско-Фарерскому порогу оси наиболее древних магнитных аномалий региона изменяют направление простирания, как бы стягиваясь к середине порога, что указывает на существование в течение палеоцена-раннего миоцена в районе порога трех осей спрединга [15, 17]. Веерообразное расположение осей магнитных аномалий хребта Кольбейнсей и Норвежской котловины предполагает вращение структуры хребта Ян-Майен. После раскола в раннем кайнозое Лавразии и образования Северо-Аме-риканской и Гренландской плит между Ян-Май-енским трансформным разломом и Исландией существовала небольшая Ян-Майенская плита. Неустойчивая геодинамическая ситуация в районе Ян-Майенской плиты способствовала дроблению молодой океанической коры, что создало условия для мощных излияний базальтовых лав и привело к формированию Исландско-Фарерского и Грен-ландско-Исландского порогов. Образование структур не связано с концепцией горячей точки [15, 17].
Имеется также другая гипотеза практ
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.