На основе анализа геоморфологических и сейсмологических особенностей района хребта Книповича с учетом геологических данных по прилегающей суше высказаны соображения о характере развития литосферы региона, не укладывающиеся в рамки существующих представлений. Проводится мысль о решающей роли доспрединговой структуры литосферы. Высказывается соображение о том, что на хребте Книповича каждая точка среды участвует в сложном движении, имеющем сдвиговую и сбросовую компоненты, в отличие от других звеньев срединно-океанических хребтов, где участки с рифтовым (сброс) и трансформным (сдвиг) режимами разнесены по латерали.

Норвежско-Гренландский бассейн является составной частью мега-бассейна Северного Ледовитого океана и расположен между акваториями Северной Атлантики на юге и Евразийского суббассейна Северного Ледовитого океана на севере. В целом, спрединговая природа этого бассейна не вызывает сомнений благодаря наличию главных признаков раздвижения. К ним относятся геоморфологически хорошо выраженная продольная система подводных хребтов с рифтовой долиной, повышенная сейсмичность в осевой зоне хребтов с доминирующим режимом нормального сброса, поперечные разломы, сейсмически активные на участках между смещенными фрагментами хребтов и характеризующиеся сдвиговыми подвижками трансформной направленности, знакопеременное полосовидное магнитное поле с отождествляемыми парами аномалий. В то же время, имея единое мнение относительно природы Норвежско-Гренландского бассейна, исследователи расходятся по поводу некоторых более частных вопросов. Одним из них является проблема особенностей динамики литосферы хребта Книповича.

Геоморфологические характеристики, гипоцентрия, фокальные механизмы

Хребет Книповича - самая северная часть срединно-океанического хребта в Норвежско-Гренландском бассейне, меняющая свое простирание почти на 90° и протягивающаяся от хребта Мона практически в меридиональном направлении до Шпицбергенской зоны разломов (рис. 1). В отличие от хребта Мона он занимает резко асимметричное положение в Гренландском море с явным смещением к его восточному флангу. Изменение простирания хребта сопровождается такой же кардинальной перестройкой его геоморфологии. Он представлен серией горных цепей, разделенных впадинами, наиболее выраженная из которых принимается за рифтовую долину [Savostin & Karasik, 1981]. В поперечном сечении хребет явно асимметричен: его западный, относительно рифтовой долины, фланг представлен 6-7 грядами и значительно шире восточного, состоящего из 3 гряд и плавно переходящего в континентальную окраину о. Западный Шпицберген и Баренцева моря [Десимон и Карасик, 1979]. Рифтовая долина узкая, как правило, 1- 2 км шириной с дном, опущенным до изобаты 3 км и крутыми стенками высотой до 1 км . Сейсмическими исследованиями [Vogt et al., 1979] установлены мощные толщи осадков как в рифтовой долине (до 1000 м ), так и по обе стороны от нее, особенно к востоку (до 3000 м ).

Линейность сейсмического пояса над хребтом Книповича резко нарушена, скорее можно говорить о трех участках повышенной сейсмичности, между которыми очевидны явные зоны ослабления сейсмической активности (рис. 1). Один из таких участков находится на 74-75° широты в зоне сочленения с хребтом Мона. Во втором, расположенном в районе 76-77°, наиболее рассеянное распределение эпицентров, образующих скорее изометричное облако со сгущением в центральной части. Большое количество землетрясений происходит восточнее и западнее впадины, принимаемой за рифтовую долину. Севернее 77° пояс эпицентров после некоторого разрыва становится более линейным вплоть до Шпицбергенской зоны разломов.

Фокальные механизмы определены у 8 землетрясений хребта Книповича: 6 решений по методу первых вступлений (табл. 1) и 4 методом ТМЦ (табл. 2).

Данные по фокальным механизмам свидетельствуют о своеобразии тектонического режима этого сегмента Срединно-Арктического хребта. В отличие от режима нормального сброса, достаточно уверенно устанавливаемого на хребте Мона, здесь при наличии заметной сбросовой составляющей тем не менее весьма существенна, а во многих случаях преобладает сдвиговая компонента. Обращает на себя внимание практически полное совпадение решений обоими методами по землетрясению 25 апреля 1988 года, свидетельствующее о едином характере развития разрыва в очаге на разных стадиях сейсмического процесса.

Глубокая эшелонированность хребта, частая раздробленность его секущими разломами, значительная рассеянность эпицентров по латерали не позволяют обоснованно судить о приуроченности каждого конкретного землетрясения к тому или иному элементу хребта и тем самым делают неопределенным выбор нодальной плоскости, являющейся плоскостью разрыва. Сложность тектонической обстановки на хребте Книповича проявляется в зачастую заметных колебаниях простирания субгоризонтальных осей растяжения в сдвиговых решениях, а также наличии надежных решений, не показывающих присутствия заметной сдвиговой составляющей. Это нормально-сбросовый механизм, полученный методом ТМЦ для землетрясения в южной части хребта в непосредственной близости от хребта Мона (№ 2) и взбросовый механизм по землетрясению 1981 года (№ 4), происшедшему в районе землетрясения 1983 года, имевшего сдвиговый механизм.

Особенности динамики литосферы

В последних работах [Аветисов, 1993а; 1993б; 1995] нами проводится мысль о том, что межплитная граница, трассируемая Срединно-Арктическим поясом землетрясений, в целом развиваясь по единому сценарию, состоит, тем не менее, из серии сочленяющихся сегментов, эволюция каждого из которых имеет свои специфические особенности. Ведущая роль в образовании этих особенностей принадлежит различиям доспрединговой структуры литосферы. Показано, что на основе этого признака в принципе можно выделить три типа границы: однородная и изотропная литосфера без доминирующих тектонических элементов, в пределах которой ориентировка возможной плоскости разрыва будет в основном определяться законами механики и зависеть от ориентировки приложенных сил (аналоги - хребты Мона и Гаккеля); среда с жестким монолитным блоком, который утыкающийся в него под прямым или близким к нему углом раскол огибает по разлому или серии эшелонированных разломов (аналоги - зоны трансформных разломов); среда с доспрединговой ослабленной зоной, в пределах которой образующаяся линия раскола разворачивается от теоретического положения в сторону ослабленной зоны, причем тем в большей степени, чем больше угол между подходящим расколом и доспрединговой ослабленной зоной. Очевидно, что кинематика движений в случаях предельных значений этого угла (ноль или 90°) не будет отличаться от первого или второго случая соответственно. Каждый из трех указанных вариантов характеризуется определенным распределением землетрясений и доминирующим типом фокального механизма. Аналогом последнего варианта является район хребта Книповича.

Геометрия движений в пределах таких участков впервые теоретически рассмотрена В. Харландом [Harland, 1971]. Им выделены два возможных типа мобильных поясов (границ плит), генеральное простирание которых ориентировано косо к направлению растяжения. Один из них, ступенчатообразный в плане, является фактически комбинацией первого и второго типов границ, т.е. системой взаимно перпендикулярных чередующихся участков прямого растяжения и трансформных разломов, простирания которых расположены под углом к генеральному. В другом фрагменты, имеющие простирание, отличное от генерального, отсутствуют, и весь он представляет собой единую сплошную линию. Очевидно, что как и в других случаях, решающую роль в образовании той или иной формы раскола играет внутренняя структура доспрединговой литосферы.

Типичным примером ступенчатообразной границы является район приэкваториальной части Срединно-Атлантического хребта. В случае же с хребтом Книповича ситуация значительно менее определенна в силу двух его главных характерных особенностей. Первая из них заключается в том, что в отличие от приэкваториальной части, где, несмотря на кардинальные изменения простирания, хребет, тем не менее, на всем своем протяжении занимает срединную зону бассейна, хребет Книповича, как указывалось выше, резко смещен к востоку, и ширина океанической части бассейна между ним и Шпицбергенским континентальным склоном не превышает 100 км , сужаясь на севере до 20- 30 км , в то время как западный фланг обрамлен в несколько раз более широкой глубоководной котловиной. Вторая особенность касается безусловного очевидного различия типов аномального магнитного поля над указанными фрагментами срединно-океанического хребта. В приэкваториальной части установлено типичное спрединговое поле [Геофизические…, 1985, и мн. др.] с достаточно уверенно отождествляемыми парами субмеридионально ориентированных магнитных аномалий, фрагменты которых в совокупности со смещающими их трансформными разломами образуют ряд ступенчатых линий. Главной же чертой аномального магнитного поля над хребтом Книповича является его скорее мозаичность и весьма слабое проявление характерных для спрединговых бассейнов признаков [Геофизические…, 1985; Cook et al., 1986]. Указанные отличительные особенности хребта Книповича не помешали, тем не менее, группе российских исследователей во главе с A.M. Карасиком разработать изящную концепцию, согласно которой хребет Книповича все-таки является типичным срединно-океаническим хребтом [Геофизические…, 1985; Десимон и Карасик, 1979 и др.]. На основе анализа магнитного поля они делают вывод о том, что мозаичность его вызвана дроблением линейных аномалий густой системой трансформных разломов, по которым фрагменты аномалий смещены к западу, а иллюзия косого разрастания вызвана несовпадением генерального (интегрального) и истинного (фрагментов) простирания осей аномалий. Если первое близко к меридиональному, резко отличающемуся от простирания хребта Мона, то второе имеет значительно более близкий к нему азимут 30-40° и соответственно разрастание, перпендикулярное истинному простиранию аномалий, по азимуту 120-130°. Таким образом, на основании данных указанных исследователей район хребта Книповича по динамике и кинематике развития литосферы должен быть признан аналогом району приэкваториальной части Срединно-Атлантического хребта. Разрастание по азимуту 120-130° обеспечивает включение в область спрединговой океанической литосферы к востоку от хребта Книповича значительно более широкой полосы, в которой могут быть успешно размещены магнитные аномалии вплоть до 13 (38 млн. лет) включительно. Тем самым частично была сглажена проблема несимметричного расположения хребта в бассейне. Для полного снятия этой проблемы было сделано предположение о скачке оси разрастания на рубеже аномалий 13 и 14. Прецедент известен в южной части Норвежско-Гренландского бассейна, где подавляющее количество занимающихся этим вопросом исследователей признают скачок оси разрастания в период между 20 и 23 аномалиями с ныне асейсмичного хребта Эгир (рис. 1) в современное положение по оси хребта Колбенсей.

Отдавая должное стройности и привлекательности этой концепции, считаем своим долгом заострить внимание на некоторых противоречащих ей данных. Не вдаваясь в вопрос о невероятной сложности выделения и опознавания парных аномалий в условиях мозаичного магнитного поля хребта Книповича и обрамляющей его акватории, отметим два обстоятельства, не укладывающиеся в рамки указанной концепции. Очевидно, что характер магнитного поля и геоморфология хребта должны находиться в тесной корреляции друг с другом. Фрагментам линейных аномалий, смещенных параллельно самим себе по трансформным разломам и имеющим простирание отличное от генерального, должны соответствовать аналогичные фрагменты самого хребта. Ничего подобного на самом деле не отмечается; хребет хотя и рассечен системой поперечных разломов, но, как указывалось выше, представлен серией узких субпараллельных поднятий, сопряженных с узкими желобами и не испытывающих каких-либо заметных поперечных сдвигов. Геоморфологические данные не позволяют разделять генеральное простирание хребта и истинное простирание его отдельных фрагментов. Второе обстоятельство состоит в том, что в отличие от южной части Норвежско-Гренландского бассейна, где место древней оси разрастания может быть отождествлено с хребтом Эгир, западнее хребта Книповича ни в рельефе дна, ни в рельефе фундамента, ни в особенностях геофизических полей нет ни малейшего намека на существование чего-либо подобного.

На наш взгляд, особенности современной геоморфологии района хребта Книповича, его разломной тектоники, сейсмичности и динамики определились тем, что продвигающийся с юга межплитный раскол внедрился под углом, не равным прямому, в пределы сложно построенного блока литосферы, аналогичного современному Шпицбергенскому блоку и являвшемуся ранее западной частью его. Фронтальная граница этого блока проходила по разломной зоне, составлявшей, по-видимому, единую линию с современной зоной разломов Сенья. Эта линия имела такое же северо-северо-западное простирание что и основная каледонская система разломов на архипелаге Шпицберген (Билле-фиорд, Лом-фиорд, Хинлопенский и др.) (рис. 2), а также расположенный западнее Шпицбергена в зоне материкового склона Хорсундский разлом. Подобное же простирание унаследовали горные цепи и впадины хребта Книповича. Секущие хребет разломы также связаны с системой разломов соответствующего простирания, которые на Шпицбергене в эпоху каледонской складчатости имели подчиненное значение, но проявились в период кайнозойского тектонического оживления, приведшего в результате к образованию системы крупных широтно ориентированных фиордов (Ис-фиорд, Бельсунн-фиорд и др.). Крупная поперечная зональность хребта Книповича четко проявляется в распределении эпицентров землетрясений, которые, как указывалось выше, образуют три сгущения, разделенных зонами резко пониженной сейсмичности (рис. 1). Нетрудно заметить, что такой же ориентировки крупно блоковая зональность легко обнаруживается на острове Западный Шпицберген. Бросается в глаза, что участки пониженной сейсмичности на хребте Книповича располагаются в створе простирания опущенных блоков: Зюйдкапского желоба к югу от острова, системы мощных Ис-фиорда и Бельсунн-фиорда в центре и морского обрамления острова на севере. На траверзе наиболее явных сгущений эпицентров в районе 76 и 78° широты находятся поднятые блоки южной и северной частей острова. Указанную закономерность безусловно нельзя использовать для проведения каких-либо аналогий по современной геодинамике районов хребта Книповича и архипелага Шпицберген. Она лишь является подтверждением нашего мнения о том, что оба указанные региона составляли единое целое в доспрединговую эпоху. Согласившись с этим мнением, можно сделать следующий вывод. Наложение растягивающих рифтогенных сил, косо ориентированных по отношению к доспрединговым разрывным нарушениям в пределах блока литосферы, включавшего район современного хребта Книповича, привело к возникновению тектонического режима, имеющего элементы как рифтогенного, так и трансформного. В отличие от приэкваториального района Срединно-Атлантического хребта, где также можно говорить о сочетании трансформного и рифтогенного режимов, но где действие их разнесено по латерали (частое чередование трансформных разломов и смещенных ими фрагментов хребта), в районе хребта Книповича каждый элемент литосферы участвует в сложном движении, ориентировка двух основных составляющих которого определяется направленностью рифтогенных сил (северо-запад - юго-восток) и сдвиговых по разломам субмеридионального простирания. Учитывая большую близость простирания образовавшихся в послеспрединговое время горных цепей и впадин хребта Книповича к простиранию основных разломов Шпицбергена, чем к простиранию хребта Мона, а также преобладание сдвиговой компоненты в очагах землетрясений при достаточно большой сбросовой, следует признать все-таки преобладающую роль второго из указанных процессов. Этим хорошо объясняется факт весьма узкой полосы океанической литосферы между хребтом Книповича и Шпицбергеном. Сочленяющаяся под тупым углом с хребтом Книповича Шпицбергенская зона разломов, которая по-видимому также унаследовала свое положение от более древней ослабленной зоны, имеет простирание, совпадающее с направлением растягивающих сил, и является уже типичным трансформным разломом, где растягивающая компонента практически равна нулю.

Таким образом, система «хребет Книповича - Шпицбергенская зона разломов» представляет собой сложное связующее звено между двумя смещенными по латерали почти на тысячу километров элементами единой системы срединно-океанических хребтов: Мона и Гаккеля. Особенности этой системы в решающей степени определяются особенностями дорифтовой структуры литосферы, которые и обеспечивают существование в ней двух сочлененных элементов: с уменьшенной и нулевой раздвиговой составляющей.

Достаточно интересным для лучшего уяснения современной динамики литосферы зоны Срединно-Арктического пояса землетрясений, в том числе и участка хребта Книповича, представляется сравнение уровня сейсмической активности его отдельных фрагментов. Следует отметить, что первая попытка в этом плане была сделана в свое время P.M. Деменицкой и Э.М. Литвиновым [1974]. Здесь можно наметить следующую, правда, небесспорную в отдельных звеньях, но приемлемую в данном случае логическую цепочку:

- при движении жестких плит на сфере мгновенная скорость раздвижения прямо пропорциональна широте места относительно полюса раскрытия;

- учитывая современное местоположение полюса раскрытия Евразийской и Северо-Американской плит, которое несмотря на большой разброс определений [Карасик и др., 1975; Chapman & Solomon, 1976; Pitman & Talwani, 1972; Savostin & Karasik, 1981 и мн. др.] можно признать в пределах Северо-Восточной Азии, скорость раздвижения этих плит должна увеличиваться от Лаптевоморского шельфа в сторону Атлантики;

- так как интенсивность тектонических движений непосредственно влияет на уровень сейсмической активности, последний в целом должен закономерно повышаться в том же направлении, что и скорость раздвижения. Небесспорность этого положения в первую очередь заключается в том, что оно действует, по-видимому, лишь в каком-то ограниченном диапазоне скоростей. Не отмечается высочайшей сейсмичности в зонах сверхбыстрого раздвижения (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие - 15 см/год). Это связано вероятно с тем, что в этих случаях решающую роль начинает играть повышение пластичности литосферы.

Имеющиеся определения скорости современного разрастания, а именно, увеличение от 0,3 до 0,7 мм/год с востока на запад в Евразийском суббассейне на хребте Гаккеля и до 12-15 мм/год в Норвежско-Гренландском бассейне на хребте Мона [Карасик и др., 1975, и др.] в целом укладываются в теоретически ожидаемые. На хребте Книповича теми же авторами на базе постулата о жесткости плит предсказываются промежуточные значения 9-10 мм/год.

Оценка общего уровня сейсмической активности отдельных частей Срединно-Арктического сейсмического пояса была проведена путем определения за весь период инструментальных наблюдений общего количества регистрируемых без пропуска землетрясений с магнитудой 5,0 и выше и нормирования этого количества к единице длины ( 1000 км ).

Как видно из рис. 3, даже такое упрощенное сравнение дает полезную информацию, которая оказывается в чем-то ожидаемой, а в чем-то неожиданной. К первой категории относится больший уровень активности хребтов Мона и Колбейнсей по сравнению с хребтом Гаккеля, а также максимальные уровни активности Шпицбергенской и Ян-Майенской зон разломов. Последнее согласуется с фактическим удвоением скорости относительного перемещения стенок трансформного разлома, так как они принадлежат разным плитам. Неожиданным несомненно следует признать низкий уровень активности хребта Книповича. Картина была бы еще нагляднее, если бы мы учли то, что линейность эпицентральной зоны на хребте явно нарушена и осуществили приведение не к единице длины, а к единице площади. Полученные данные по хребту Книповича, во-первых, ставят под еще большее сомнение схему, согласно которой он разбит густой системой трансформных разломов, так как именно в трансформных разломах более часты сильные землетрясения. Во-вторых, становится совершенно очевидным, что по крайней мере в этом районе плиты не ведут себя как абсолютно жесткие. Пониженный уровень сейсмической активности на хребте Книповича может быть объяснен тем, что разрядка напряжений происходит не только на межплитной границе. С этим выводом великолепно согласуются высокая сейсмичность зоны разломов Сенья и Лофотенской котловины, расположенных фактически в южном створе с хребтом Книповича, а также сейсмичность архипелага Шпицберген. Отдельные достаточно сильные землетрясения отмечаются также в пределах океанической части Гренландского моря.

Заключение

Ни у одного исследователя, независимо от его научной позиции, не должен вызывать возражений вывод о том, что хребет Книповича по совокупности своих геоморфологических и геолого-геофизических характеристик должен быть признан нетипичным звеном в системе срединно-океанических хребтов. Эта нетипичность в первую очередь связана с особенностями доспрединговой среды, а точнее с тем, что продвигающийся раскол внедрился под острым углом в пределы сложно построенного блока литосферы, сохранившимися фрагментами которого в настоящее время являются, например, структура архипелага Шпицберген и разлом Сенья. Нельзя признать правильным и полезным стремление охватить единой схемой все существующее на планете многообразие геологических ситуаций и обстановок. В работе высказаны соображения и приведены данные, не согласующиеся с принятым представлением об особенностях развития литосферы района хребта Книповича. Оставлять их без внимания нельзя. Для решения проблемы необходимо накопление новых данных и в первую очередь, на наш взгляд, проведение детальной батиметрической съемки.

Список литературы

1. Аветисов Г.П. Некоторые вопросы динамики литосферы моря Лаптевых // Физика Земли. 1993. № 5. С. 28-38.

2. Аветисов Г.П. Геодинамика сейсмоактивных зон Арктического региона // Отечественная геология, 1993. № 10. С. 52-62.

3. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктического региона: гипоцентрия, фокальные механизмы, динамика литосферы. Автореферат дис. д.г.-м.н. СПб., 1995. 46 с.

4. Ассиновская Б.А. Сейсмичность Баренцева моря М., РАН, 1994. 128 с.

5. Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана / Под редакцией И.С. Грамберга. Л., Недра, 1985. 247 с.

6. Деменицкая P.M., Литвинов Э.М. Современная сейсмическая активность Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана // Геофизические методы разведки в Арктике. Л., НИИГА, 1974. Вып. 9. С. 92-93.

7. Десимон А.И., Карасик A.M. Некоторые особенности морфологии и разрастания океанического дна на хребте Книповича в Северном Ледовитом океане // Доклады АН СССР. 1979. Т. 247. № 5. С. 1215-1220.

8. Карасик A.M., Рождественский С.С., Донец Е.Г. Структура аномального магнитного поля и геометрия разрастания гребня хребта Мона в Норвежско-Гренландском море // Физика Земли. 1975. № 2. С. 60-71.

9. Лазарева А.П., Мишарина Л.А. О напряжениях в очагах землетрясений Арктического сейсмического пояса // Физика Земли. 1965. № 2. С. 5-10.

10. Chapman M.E., Solomon S.C. North American-Eurasian plate boundary in northeast Asia // Journal of Geophysical Research. 1976. V. 81. P. 921-930.

11. Cook D., Fujita K., McMulle G. Present-day plate interactions in Northeast Asia : North American, Earasian, and Okhotsk Plates // Journal of Geodynamics. 1986. Vol. 6. P. 33-51.

12. Harland W.B. Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen // Geological Magazine. 1971. Vol. 108. № 1. P. 27-42.

13. Johnson G.L., Heezen B.C. Morphology and evolution of the Norwegian-Greenland sea // Deep-Sea Research. 1967. Vol. 14. № 6. P. 755-771.

14. Pitman W.C., Talwani M. Sea-floor spreading in the North Atlantic // Bull. Geol. Soc. Am. 1972. Vol. 83. P. 619-646.

15. Savostin L.A., Karasik A.M. Recent plate tectonic of the Arctic Basin and Northeastern Asia // Tectonophysics. 1981. Vol. 74. № 1-2. P. 111-145.

16. Sykes L.R. The seismicity of the Arctic // Bull. Seismol. Soc. Am. 1965. Vol. 55. № 2. P. 501-518.

17. Vogt P.R. et. al. Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic basin // Journal of Geophysical Research. 1979. Vol. 84. № B3. P. 1071-1091.

Avetisov G.P. Geodinamic features of Knipovich Ridge submarine zone ( Norwegian-Greenland Basin ) // Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. St. Petersburg , VNIIOkeangeologia, 1998, p. 46-57.

 Considerations on the lithosphere evolution in the region which are not in agreement with existing concepts are presented. They are based on the analysis of geomorphological and seismological features of the Knipovich Ridge with regard to geological data on the adjacent land. The idea of decisive role of pre-spreading lithospheric structure is given. It is suggested that on the Knipovich Ridge each point of the medium participates in complex movement which has a strike-slip and normal fault components in contrast to other chains of mid-oceanic ridges where segments with rift (normal fault) and transform (strike-slip) modes are laterally separated.

Tabl. 2, fig. 3, references - 17.

Ссылка на статью:

Аветисов Г.П. Особенности геодинамики зоны подводного хребта Книповича (норвежско-Гренландский бассейн) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Выпуск 2, СПб, 1998, с. 46-57.