¹Крэйн К., ²Сундвор Э., ³Бак Р., ⁴Мартинес Ф.

Анализ теплового потока, сейсмических и батиметрических данных, собранных по северу НГБ, обнаруживает асимметричную эволюцию Евразийской и Северо-Американской плит.  Эти данные подтверждают предположения кинематических моделей растяжения, которые создали асимметрию относительно хребта Книповича: 1) региональный асимметричный сдвиг, 2) литосферный  простой сдвиг, 3) перескок оси спрединга. Данные соотносятся с рядом сценариев деформации, от одноактного перескока хребта, случившемся ~ 25 млн. лет назад после  фазы  первоначального спрединга до модели постоянно асимметричного спрединга. Модель простого сдвига может объяснить данные только тогда, когда детачмент погружается под углом более 45° под Свальбард. Тектонические данные по тепловому потоку свидетельствуют, что асимметрия могла образоваться из комбинации всех трёх моделей. Когда хребет Мона (продвигающийся на восток) встретится с существующей ранее субмеридиональной Шпицбергенской зоной сдвигов, направление распространения хребта изменилось на северное, под влиянием резкого изменения регионального пояса напряжения на пересечении оси хребта и сдвиговой зоны. В результате нарождающийся хребет Книповича вторгся и стал продвигаться вдоль сдвиговой зоны. Поэтому, бывшие активные сдвиговые разломы стали новыми поверхностями детачментов, вдоль которых стала проявляться и асимметрично разрастаться новая кора. Высокий уровень изменения напряжения около пересечения хребтов Мона и Книповича мог вызвать постепенную миграцию на восток хребта Книповича, выразившуюся в многократных зонах магматических интрузий. «Вне-осевые» границы зон высоких значений теплового потока и вулканизма, локализующегося вдоль Баренцевской и Шпицбергенской окраин, плато Ермак и на самом Шпицбергене юго-восточное плато Ермак могут быть свидетельствами этой миграции. Продвижение хребта Геккеля могло проникать вдоль такой же сдвиговой зоны на севере, что объясняет образование небольшого хребта Моллой и окраинного вулканизма на плато Ермак.

Введение

На севере Норвежско-Гренландского бассейна (рис. 1) континентальные окраины Свальбарда и Гренландии  были вовлечены в интенсивные сдвиговые движения вдоль широкой Шпицбергенской сдвиговой зоны (включающей современные разломы Хорнсунн и Медвежинская - Сёкапп (рис. 2)). Некоторые авторы считают, что растяжение при сдвиговых движениях позже стало развиваться вдоль этой  сдвиговой зоны, что дало возможность  хребту Книповича продвигаться с юга [Talwani & Eldholm, 1977;  Vogt et. al. 1982; Vogt, 1986; Crane et. al. 1988; Eldholm et. al. 1990]. По их мнению, в конечном итоге образовались океанические впадины, которые весьма асимметричны относительно современной оси спрединга. В данной статье мы хотели бы исследовать эту асимметрию в Норвежско-Гренландском бассейне.

Исследователи [Courtillot, 1982; Bonatti and Crane 1982; 1984; Crane and Bonatti, 1987] указывают, что когда продвижение хребта достигло сдвиговой зоны, существовавшей ранее, он стал отклоняться вдоль неё, или «улавливаться» ослабленной зоной. Косая ориентировка сдвиговой зоны относительно направления, в котором продвигающийся хребет первоначально раскрывался, могла выразиться в сжатии со сдвигом со стороны острого угла на пересечении и сдвига-раздвига с противоположной стороны. Результирующая меняющегося напряжения вдоль пересечения могла выразиться в асимметричном и очень косо-ориентированном рифтинге и спрединге через развивающуюся границу плит (рис 3а). Как результат этого асимметричного, существенно сдвигового, растяжения, один фланг хребта мог протягиваться дальше, чем другой [Crane et. al. 1988].

Асимметричное раскрытие могло также происходить, если разломы в пределах прежде существовавшей сдвиговой зоны погружались под углом под кору, делая их поверхностями детачментов [Wernicke, 1981, 1985; Wernicke and Burchfield, 1982; Lister et. al. 1986; Buck et. al. 1988] (рис 3в). Продвигающийся рифт, вторгшийся в сдвиговую зону, мог изменить свой механизм растяжения на простой сдвиг, так как рифтинг вдоль разломов детачмента мог создавать растяжение со стороны «нижней плиты», так как нижняя кора и мантия будут волочиться в одном направлении снизу нагруженной и растянутой верхней коры (рис 3в).

Если растяжение продолжалось долгое время, то затем океаническая кора могла разрастаться асимметрично на одну сторону детачмента. Вследствие термального отклика астеносферы предполагается, что подток мантии мог выразиться в образовании ультрамафических комплексов  в верхней части континентальной плиты. Вдобавок, края верхней плиты могли быть более подняты, чем края нижней плиты, и характеризовались меньшим числом, но более круто погружающихся проникающих разломов на их верхнекоровых поверхностях. Из-за подобной геометрии, тепловой поток сквозь кору мог стать таким асимметричным.

Дополнительной причиной асимметричных структур, развивающихся во время рифтинга и спрединга морского дна могло быть периодическое перемещение центра спрединга в одном направлении. Эти перемещения могли выразиться в одном или нескольких дискретных «перескоках». Эта модель «перескока» рифта/хребта порождает систему растяжения, которая образуется как минимум из двух эпизодов симметричного спрединга, латерально перемещённых один относительно другого (рис 3с). Магнитные и топографические  доказательства перескока хребта зафиксированы на юге Норвежско-Гренландского моря [Nunns, 1980; 1982], но ещё не был ни доказан, ни опровержен перескок на севере Норвежско-Гренландского моря.

Целью данной работы является построение кинематики развития Норвежско-Гренландского бассейна посредством сбора наблюдений значений теплового потока и батиметрических данных с вычислением результатов по трём моделям деформаций растяжения: 1) чисто асимметрично-спрединговая модель; 2) модель детачмента; 3) модель перескока хребта. Норвежское и Гренландское моря (рис. 1) является прекрасным объектом для опробования трёх моделей растяжения, потому как положение хребта Книповича (расположен в 100 км от окраины Шпицбергена) чётко асимметричные по отношению к геометрии котловин Норвежско-Гренландского бассейна. Другие асимметрии наблюдаются в сейсмичности в пределах бассейнов (с восточной плитой и окраиной, являющихся более сейсмичными (рис 1в)), в величинах аплифта вдоль окраин (восточная окраина претерпела несколько фаз вертикального аплифта и смятия со сдвигом вдоль отщепов формировавшейся Шпицбергенской сдвиговой зоны (рис. 2), и в распределении разломов на флангах центра спрединга (рис. 2).

Наш подход заключается в том, чтобы построить ряд двухмерных кинематических моделей деформации, которые соотносились бы с данными по тепловому потоку и с батиметрией. В этой статье мы лишь предполагаем механические причины асимметричного развития бассейна, но  наши кинематические модели могут помочь в понимании того, как взаимодействие продвигающегося рифта/хребта с существовавшей ранее сдвиговой зоной воздействовало на развитие системы рифтов и процессы спрединга.

Background: Граница плит в Норвежско-Гренландском бассейне.

Срединно-Атлантический хребет может быть прослежен в Норвежско-Гренландском бассейне в виде хорошо проявленного, частично покрытого осадками хребта Книповича (рис. 1). На широте 78°50 с.ш. рифтовая долина скрыта под мощной толщей осадков. Далее к северу граница Северо-Американской и Евразийской плит предполагается как структурно-комплексный регион, где хребты северо-восточного простирания интерпретируются как разделённые трансформными разломами и развитыми в бассейнах с океанической корой. Граница плит продолжается в Арктику вдоль глубокого трога, названного однажды Шпицбергенская зона разломов (ещё до того, как в её пределах был открыт небольшой центр спрединга), и его детальная структура до сих пор неясна [Talwani and Eldholm, 1977; Sundvor et. al., 1977; Eldholm et. al., 1984; Vogt, 1986; Thiede et. al., 1990]. Самая северная часть этой структуры была названа трог Лены (рис. 1), который некоторые исследователи считают косо-раскрывающимся срединно-океаническим хребтом [Eldholm et. al., 1990; Thiede et. al., 1990; Perry et. al., 1980; 1985]. Локальные троги и пики в его пределах, расположенные перпендикулярно к простиранию Шпицбергенской зоны разломов представляют собой мелкие бассейны сдвиго-раздвига (pull-apart), которые развиваются в тонких сегментах срединно-океанического хребта, нарушенного сетью трансформных разломов (хребет Моллой и трансформный разлом Моллой являются двумя наиболее известными примерами, рис. 1 и 2) [Crane et. al., 1982; Thiede et. al., 1990]. К юго-востоку от этого региона расположен хребет Книповича (почти на протяжении трога Лены и системы хребта – трансформа Моллой (рис. 1)).

Комплексность плитной  границы в Норвежско-Гренландском бассейне отражает комплексную историю раскрытия в этой области. Спрединг морского дна в Норвежско-Гренландском бассейне и Северном Ледовитом океане начался приблизительно во время 25-24 хрон [Talwani and Eldholm, 1977; Vogt and Avery, 1974], то есть, около 66-57 млн. лет. назад, согласно временной шкале [Labrecque et. al., 1977] (рис. 2). Относительное перемещение Свальбарда и Гренландии происходило от хребта Мона приблизительно в направлениях северо-запад – юго-восток, с отсутствием растяжения коры в  Гренландском море. Система региональных континентальных трансформных разломов временно действовала как граница плит между зарождающимся Норвежско-Гренландском бассейном и Северным Ледовитым океаном (древняя Шпицбергенская сдвиговая зона) [Talwani and Eldholm, 1977] (рис2).

Свидетельства продвижения рифта.

Принятие спрединга морского дна в южной части Норвежско-Гренландского бассейна было впервые обосновано аэромагнитными исследованиями середины 70-х годов. [Vogt et. al., 1978, 1981; Myhre et. al., 1982]. Тальвани и Эльдхольм [Talwani & Eldholm, 1977] в своей работе предположили, что примерно 36 млн. лет назад (время 13 магнитной аномалии) произошло изменение положения полюса вращения, с увеличением широтного компонента раскрытия, что привело к спредингу морского дна в северной части Норвежско-Гренландского бассейна вдоль хребта Книповича. Однако, Вогт и соавторы [Vogt et.al., 1982; Kovacs & Vogt, 1982] свидетельствовали, что в западной части бассейна  Борея существуют магнитные аномалии древнее 13-ой. Это не соответствует более ранним выводам Тальвани и Эльдхольма [Talwani and Eldholm, 1977], которые считали, что до 36 млн. лет. между окраинами Гренландии и Шпицбергена происходили только сдвиговые перемещения.

На основе анализа теплового потока, Кэти Крэйн с коллегами [Crane et. al., 1988] считали, что на широте 75° с.ш. возраст раскрытия 60 млн. лет, а на широте 78° - 30-40 млн. лет. По их расчётам скорость продвижения рифта в северном направлении - 1°/10 млн. лет; скорость спрединга 4,5 мм/год на широте 75° с.ш., опускаясь до значений между 1,5 и 3,1 мм в год на пересечении с трансформом Моллой (78° с.ш.). Кроме того, было подсчитано [Crane et. al., 1988], что Северо-Американская плита наращивается за счёт спрединга в 1,5 раза быстрее, чем Евразийская. Однако, Вогт [Vogt, 1986], используя Северо-Американскую - Евразийскую кинематическую модель, подсчитал полу-скорость спрединга вдоль хребта Книповича – 7,5 мм/год.

Структурная геометрия также подтверждает гипотезу продвижения рифта. Лучшими примером является срезание двух хребтов - «разломных зон»: хребта Ховгард и хребта Гренландской зоны разломов, которые срезаются по другую сторону Норвежско-Гренландского бассейна. Они предполагаются палеоразломными блоками (часть более крупной Шпицбергенской зоны сдвигов), которые были отодвинуты и деактивированы от сдвиговой зоны проникновением хребта Книповича в северном направлении [Crane et. al., 1988]. К тому же, многие исследователи [Myhre et. al. 1982, Myhre, 1984; Myhre & Eldholm, 1987; Eldholm et. al., 1987] полагают, что хребет Ховгард является частью континентальной коры, отколотой от восточной континентальной окраины в период сдвиго-раздвигов и продвижения рифта на север.

Осложнением проникновения на север явились хребет Моллой и трог Лены. Эльдхольм и соавторы [Eldholm et. al. 1990] считают, что трог Лены является косо раскрывающимся останцем Шпицбергенской сдвиговой зоны, очень похожей на хребет Книповича, только менее детально закартированной. Кэти Крэйн с коллегами [Crane et. al., 1982] считают, что трог Лены (северная часть Шпицбергенской сдвиговой зоны) был охвачен продвигающимся рифтом от хребта Гаккеля в южном направлении. Они делают заключение, что хребет Моллой мог развиваться раньше, чем север хребта Книповича, так как он находится дальше от Шпицбергена, что может указывать на более развитый спрединг.

Если продвижение происходило от хребта Гаккеля на юг в Шпицбергенскую зону сдвигов, после чего большая часть трога Лены была взломана на бассейны «pull-apart» и мелкие трансформные разломы. Если проникновение было только с юга на север, трог Лены мог быть вначале зоной сдвига. С другой стороны, спрединг на хребте Книповича распространяется с юга. Поэтому, рифтинг и спрединг должны были быть структурно и термально более развиты на юге, по сравнению с северной частью хребта. Поэтому, должно наблюдаться изменение разломных структур и геофизических параметров с юга на север, соответствуя доминирующему режиму растяжения на юге, и - сдвига на севере. Тектоническая природа этой части древнего сдвига остается неясной, так как  батиметрические и геофизические данные на самом севере крайне скудны из-за круглогодичного дрейфа тяжелых льдов в этом районе – то ли он является трансформным разломом, то ли местом сдвиго-раздвиговых движений, или как центр спрединга.

Асимметрия относительно хребта Книповича

Геофизическая асимметрия по скорости  спрединга для Норвежско-Гренландского бассейна широко обсуждалась [Johnson et. al., 1972; Vogt et. al., 1982; Kovacs and Vogt, 1982; Nunns & Peacock, 1983; Nunns, 1983]. Штейн и соавторы [Stein et.al., 1977]  предположили, что асимметрия может развиваться, когда одна из двух новообразованных плит перемещается быстрее из-за более глубокого положения границы Мохо. Тогда, больше коры аккрецируется в более медленную плиту. Однако, есть предположения [Minster and Jordan, 1978; Morgan, 1981], что Северо-Американская плита перемещалась более быстро, чем квазистационарная Евразийская. Это явно опровергает гипотезу Штейна [Stein et.al.,1977], потому что кора аккретируется более быстро на более дальнюю, Северо-Американскую сторону [Vogt et. al., 1982].

Тектоническая асимметрия через Норвежско-Гренландский бассейн усилилась за третичный период, когда Шпицберген подвергался тектонической деформации на протяжении 300 км в север-северо-западном – юг-юго-восточном направлении вдоль его западной окраины [Birkenmajer, 1981]. Деформации выразились в сильной складчатости и пологом надвигании в пределах зоны шириной 20-10 км. Надвигание было в основном, на север и северо-восток. Сформировалось от 3 до 5 надвиговых пластин, которые были надвинуты одна на другую на расстоянии 1-4 км. Возраст складчатого воздействия определяется как пост-раннепалеоценовый (58 млн. лет). Сжатие продолжалось до  олигоценового времени (23-27 млн. лет). Первый этап включает сильное воздействие со стороны юго-западного блока, который был надвинут на юго-западный край Центрального Третичного бассейна Шпицбергена. В тоже время произошло 30-километровое (или больше) сдвиговое смещение на север-северо-запад вдоль зоны сдвига. Сжатие больше выражено на Шпицбергене, чем на такой же окраине северной Гренландии.

Сейсмическая асимметрия относительно хребта Книповича выражена очень ярко. По сей день район от Шпицбергена до хребта Книповича аномально активен по сейсмичности. Напротив, западнее, бассейн Борея почти асейсмичен. К сожалению, установлены фокальные механизмы лишь нескольких эпицентров. Однако сделаны первые определения для нескольких землетрясений на Шпицбергене [Chan & Mitchell, 1985]. Они указывают на левосторонние сдвиговые движения по восток-юго-восточным сдвиговым нарушениям, которые имеют довольно косое расположение относительно наиболее известных разломов региона. Эта асимметрия в сейсмичности относительно хребта Книповича указывает на обширную тектоническую нарушенность Евразийской плиты.

Фланги хребта Книповича также структурно асимметричны. Ось очерчена вблизи Шпицбергена восточным краем, который весьма узок, и разбит лишь несколькими резкими разломами, из которых  Хорнсунн является наиболее выраженным (рис. 2 и 6). Западный фланг разбит большим числом нормальных сбросов (рис. 6). Вдобавок, взгляд на рис 4-6 обнаруживает, что кривые теплового потока тоже очень асимметричны относительно хребта Книповича с пиком высоких значений теплового потока к востоку от оси, и далее резкое понижение температур на восточном фланге.

Эта асимметрия является ключевой для последующего обсуждения, в котором 80 новых станций по тепловому потоку (рис. 4-6) используются для реконструкции термальности и скорости спрединга для хребта Книповича. В последующих главах мы численно тестируем асимметрию чистого сдвига, простого сдвига, и модели перескока оси хребта касательно собранных данных по тепловому потоку и батиметрии для выяснения, какая из моделей может объяснить начало явной асимметрии рифтинга хребта Книповича.

Тепловой поток

Один из способов оценить сценарий асимметричного рифтинга в Норвежско-Гренландском бассейне – это проанализировать тепловой поток на плато, хребтах и бассейнах в этом регионе. Крэйн и соавторы [Crane et. al., 1982] сделали первую попытку построить региональную термальную карту. Они показали, что северная часть Шпицбергенской зоны разломов возможно разбита, как минимум, на три сегмента, разделённых маленькими сдвиго-раздвиговыми бассейнами «pull-apart». Было обнаружено, что тепловой поток на северо-восточном сегменте плато Ермак ненормально высок (рис. 4). Во время совместной Норвежско-Французско-Американской экспедиции в 1983 году было выполнено 39 измерений теплового потока вдоль 2 субширотных профилей, протягивающихся от континентального шельфа Шпицбергена через хребет Книповича – до разломной зоны Ховгард. (78° с.ш. и 75,2° с.ш. [Crane et. al., 1988], рис. 4). Эти данные указывают на важный источник теплового потока в районе хребта и трансформа Моллой и на мелководье плато Ермак. Вдобавок, как прозвучало ниже, выяснилось, что тепловой поток через хребет Книповича очень асимметричен.

Crane et. al., 1988 попытались подобрать по данным теплового потока, полученным в 1983 году, исправив их с учётом седиментации, модель типа «Маккензи» - «чистый сдвиг»; описывающую зависимость остывания океанической коры от её возраста [Mckenzie, 1978]. Южный трансект на широте 75° с.ш. подходит для такой модели, однако к северу значение теплового потока попадает между предсказанными и наблюдёнными данными вдоль восточного фланга центра спрединга.

При точных расчётах теплового потока принимался во внимание термальный эффект осадконакопления. Вдобавок, анализировались все сейсмические профили вдоль наших трансектов теплового потока, и лучшие оценки типа осадков и их мощности определялись на основании акустических профилей и данных по пробоотбору в этом регионе.

Темпы осадконакопления в этом регионе экстремально высокие. По одним оценкам [Myhre & Eldholm, 1987; Myhre, 1984], до среднего миоцена скорости составляли приблизительно 100 мм/год. С миоцена (последние 5 млн. лет) скорости увеличились до значений 300 мм/год. Два акустических рефлектора в осадках (горизонты А и В), которые вероятно отражают эти изменения скоростей осадконакопления, закартированы Фалейде с соавторами [Faleide et.al., 1984]. Они считают, что горизонт В представляет собой верхнепалеоценовое несогласие. Это было в то же время, когда происходили блоковые нарушения на Шпицбергене. Комплекс между горизонтами А и В характеризуется инициальной проградацией на поверхности несогласия, имеющие локальное распространение. Эти несогласия интерпретируются [Faleide et.al., 1984] как результат спорадической тектонической активности вблизи современной границы континент/океан. Рефлектор А, возможно, определяется понижением уровня моря в средне-олигоценовое время.

Имеются сведения [Myhre et.al., 1982], что все осадки к северу от 76°с.ш. и мористее разломной зоны Хорнсунн отлагались, начиная со средне-олигоценового времени. Определено 3 горизонта (1, 2, 3), из которых основание второго горизонта датируется возрастом ~ 5,5 млн. лет (рис. 6).

Взгляд на рис. 4 обнаруживает распределение точек измерения теплового потока, по которым были отрисованы изотермы. Вполне чётко определяется, что выделяется 3 вытянутых области (полосы) высоких значений теплового потока. Одна такая область располагается вдоль оси хребта Книповича, перескакивает через хребет Моллой на трог Лены. Другая область ориентирована субпараллельно трогу Лены, но расположена на мелководье плато Ермак. Эта термальная аномалия находится на простирании Вуд-фиорда, где фиксируется структура растяжения и на побережье известны четвертичные вулканы. Третья термальная  аномалия расположена вдоль разломной зоны Хорнсунн, смежной со Шпицбергеном.

Используя модель Хутчинсона [Hutchitson, 1985; Crane et. al., 1988], мы подсчитали, какой поверхностный тепловой поток должен быть (предполагаемый тепловой поток) для каждой станции, используя полу-скорость спрединга и скорость осадконакопления, которые подсчитаны, исходя из мощности неуплотнённых осадков и моделирования возраста подстилающей коры (таблицы 5-7). Таким образом, сравнивая предполагаемый поверхностный тепловой поток с наблюдённым, мы можем оценить полу-скорость спрединга вдоль хребта Книповича. Мы должны идти таким путём для определения скорости спрединга, потому что нет идентифицированных магнитных аномалий. Если эти модели подходят, то можно оценить возраст зоны перехода континент/океан. Раз эти сравнения были сделаны, мы можем исследовать модели асимметричного растяжения более полно.

Перескок оси хребта

Перескок оси хребта (рис. 3с) моделирован с использованием состава литосферы из хрупко деформируемой верхней коры, надстраивающей пластично деформируемый нижний слой, представленные в асимметричном разрезе литосферы, вызванном перескоком оси рифта.  Это похоже на асимметричную сдвиговую модель, но в тоже время принимает во внимание перескок центра растяжения. В результате перескока образовалась всеобщая модель асимметрии теплового потока и батиметрии, хотя внутренние ступени могли сформироваться в результате двух или более эпизодов чисто сдвигового растяжения. Модель асимметричного чисто сдвигового растяжения может рассматриваться как результат большого множества последовательно накладывающихся перескоков хребта.

Результаты

Если сгруппировать результаты по следующим регионам:

1)      восточный фланг хребта Моллой (табл. 5)

2)      западный фланг хребта Моллой (табл. 5)

3)      восточный фланг хребта Книповича (табл. 6)

4)      западный фланг хребта Книповича (табл. 7)

и наложим моделированный тепловой поток, подсчитанный для специфических скоростей спрединга напротив наблюдённых данных, мы сможем определить наилучшее схождение с моделью остывания плиты McKenzie [1978] (рис. 7-9). Для хребта Моллой лучше всего подходит модель остывающей плиты с полу-скоростью спрединга 3,4 мм/год на западном фланге и 3,0 мм/год на восточном фланге, что соответствует полной скорости спрединга 6,4 мм/год (рис. 10). Для сравнения, Тиде и коллеги [Thiede et.al., 1990] считали сходные скорости спрединга на восточном фланге, основываясь на расстоянии между 5 хроной и современной неовулканической зоной. Эти оценки скорости спрединга значительно отличаются от V=16 мм/год, подсчитанной Вогтом и соавторами [Vogt et.al., 1981] и Эльдхольмом и соавторами [Eldholm et.al., 1990]. Если определённые нами по тепловому потоку скорости спрединга корректны, то процессы спрединга морского дна вблизи хребта Моллой (от 78°30¢с.ш. до 79°30¢с.ш.) должны были начаться 40-50 млн. лет назад (принимая разломную зону перехода континент/океан).

Через хребет Книповича лучшее совпадение между наблюдёнными данными по тепловому потоку и моделью остывающей плиты указывают на полу-скорость спрединга 4,0 мм/год на западном фланге, и 3,0 мм/год на восточном что складывается в полную скорость спрединга 7,0 мм/год. Эти данные указывают на возраст образования границы континент/океан в 20-30 млн. лет на широте 78° с.ш. - 78°30¢с.ш. Однако, совпадение наблюдённого и подсчитанного теплового потока для восточного  фланга очень плохое.

На южных широтах хребта Книповича (75° с.ш.) хорошее совпадение данных по тепловому потоку и моделью остывания плиты указывает на возраст образования зоны перехода континент/океан в 60 млн. лет (с полу-скоростью спрединга 4,5 мм/год). Осложняющей большей частью хорошее соответствие модели является полоса высоких значений теплового потока, ассоциирующаяся с восточным эскарпом разломной зоны Хорнсунн, смежным с континентальной окраиной (рис. 4).

В основном, асимметричное распределение теплового потока относительно  хребта Книповича превалирует в его северной части, и во всех случаях наблюдается очень плохое соответствие между данными по восточному флангу и моделью остывающей плиты (простого сдвига). С другой стороны, данные по хребту Моллой обнаруживают гораздо лучшее совпадение с моделью простого сдвига (рис 10).

Это несоответствие в степени подбора для восточного и западного флангов хребта Книповича с моделью простого сдвига убедили нас проверить модели асимметричного простого сдвига, простого сдвига по детачменту, и перескока оси хребта, учитывая тепловой поток и современную топографию дна.

Когда модель асимметричного чистого сдвига сравнивается с данными, получается превосходное совпадение наблюдённых и моделированных значений теплового потока и топографии, если принять скорость спрединга для западного фланга 7,0 мм/год, а для восточного 1 мм/год (рис. 11). Эта асимметрия предполагает приуроченность оси к восточному краю бассейна. Для того, чтобы образовался очень высокий тепловой поток на оси, первичная ширина рифта должна была быть очень узкой, и по этой причине мы предпочли ширину в 19 км, что позволило развиваться рифту в течение 45 млн. лет.

Рисунки 12 и 13 изображают сравнение измеренного и моделированного теплового потока и топографии для  спрединга, наблюдаемого вдоль детачментов под острым (15°) и большим углами (45°). В этих примерах мы подразумеваем, что хребет Книповича попадёт в точку, где детачмент выходит на морское дно. Разлом предполагается погружающимся в сторону Шпицбергена, делая этот близрасположенный остров частью верхней плиты. Мы проанализировали модели с полной скоростью спрединга варьирующейся от 4 до 10 мм/год и первоначальной мощностью коры изменяющейся от 10 до 32 км. Из двух нарисованных примеров вариант, где детачмент очень пологий (15°) не был подтверждён наблюдённым тепловым потоком. Однако ширина предполагаемого океанического бассейна была примерно такая же, как и при ширине бассейна с предполагаемой глубиной залегания фундамента, меньшей, чем настоящая; и вычисленный  тепловой  поток очень низок  для подтверждения этой модели.

Случай с детачментом, погружающимся под углом 45° с суммарной скоростью спрединга 8 мм/год обнаруживает гораздо лучшее совпадение и с данными по тепловому потоку и топографии, когда модель принимается для 40 млн. лет. Однако модель чистого сдвига может действовать только для пологого детачмента. Такие крутые нарушения (45°) образуют структуры растяжения в коре, которая большей частью рассматривается как случай асимметричного сдвига.

В случае перескока рифта в восточном направлении из одного положения в другое (рис. 14а и 14в) мы наблюдаем хорошее совпадение с моделью, которая 25 млн. лет характеризовалась некоторым сдвиговым растяжением, и затем произошёл перескок на 150 км к востоку, и расширение океанического дна в последующие 20 млн. лет происходило с суммарной скоростью 8 мм/год. Однако, в этом случае, предполагаемая топография должна быть на 1-2,5 км мелководнее, чем наблюдается в настоящее время.

В заключение, наблюдения свидетельствуют, что модель с пологим детачментом не подтверждается. С другой стороны, модели асимметричной сдвига и модель крутопадающего детачмента хорошо соотносятся с батиметрическими данными и данными по тепловому потоку. Эти модели свидетельствуют, что спрединг на широте 78°с.ш. начался 40-45 млн. лет назад, в отличие от возраста 20-30 млн. лет, получаемого по модели остывающей плиты.

Замечания

К. Крейн с соавторами [Crane et. al. 1982] указывали, что хребет Моллой мог изначально сформироваться как бассейн pull-apart в пределах Шпицбергенской зоны сдвига. Они приходят к следующим выводам:

1)      хребет Гаккеля распространялся с севера в зону Шпицбергенских сдвигов, образовав изменяющееся напряжение растяжения по всему региону, вызвав интрудирование мантийного материала в районе хребта Моллой; с другой стороны:

2)      хребет Книповича распространялся с юга, образуя сходную структуру. Если модель остывающей океанической плиты корректна, то хребет Моллой образовался на 20-30 млн. лет раньше хребта Книповича, ещё не достигшего 78°с.ш. Поэтому хребет Моллой мог образоваться как бассейн pull-apart или как зона наложения растяжения по отношению к приспосабливающейся распространяющейся плитной границе хребта Гаккеля.

 !!!   Текст статьи переведен не полностью   !!!   Полная версия на английском: crane-1991eng.zip

ЛИТЕРАТУРА:

Birkenmajer К. The geology of Svalbard, the western part of the Barents Sea and the continental margin of Scandinavia, in The Ocean Basins and Margins, vol. 5, The Arctic Ocean, edited by A.E.M. Nairn and M. Churkin, pp. 265-330, Plenum, New York, 1981.

Bonatti E. & Crane K. Oscillatory spreading explanation of anomalously old uplifted crust near oceanic transforms, Nature, 300, 343-345, 1982.

Bonatti E. & Crane K. The geology of oceanic transform faults, Sci. Am., 250(5), 40-51, 1984.

Buck, W.R., Martinez F., Steckler M.S. & Cochran J.R. Thermal consequences of lithospheric extension: Pure arid simple, Tectonics, 7(2), 213-234, 1988.

Chan, W.W. & Mitchell B.J. Intraplate earthquakes in northern Svalbard, Tectonophysics, 114, 181-191, 1985.

Courtillot V., Propagating rifts and continental breakup, Tectonics, 1, 239, 1982.

Crane, K. & Bonatti E. Fracture zone control on the opening of the Red Sea: SIR A data, J. Geol. Soc. London, 144, 407-420, 1987.

Crane K., Eldholm O., Myhre A.M., & Sundvor E. Thermal implications for the evolution of the Spitsbergen transform fault, Tectonophysics, 89, 1-32, 1982.

Crane K., Sundvor E., Foucher J.-P., Hobart M., Myhre A.M., and LeDouraran S. Thermal evolution of the western Svalbard Margin, Mar. Geophys. Res., 9, 165-194, 1988.

Eldholm O., Myhre A.M., Sundvor E. & Faleide J.-I. Cenozoic evolution of the margin off Norway and Svalbard, in Petroleum Geology of the North European Margin, edited by A.M. Spencer et al., pp. 3-18, Graham and Trotman, Detroit, Mich., 1984.

Eldholm O., Faleide J.-I., & Myhre A.M. Continent-ocean transition at the western Barents Sea / Svalbard continental margin, Geology, 15, 1118-1122, 1987.

Eldholm О., Karasik А.М. & Reksnes P.A. Geology of the Arctic Ocean region, in The Geology of North America, vol. L, The North American Plate Boundary, DNAG Synthesis Volume, edited by A. Grantz, G.L. Johnson and Sweeney J., pp. 171-184, Geological Society of America, Boulder, Colo., 1990.

Faleide, J.I., Gudlaugsson S.T. & Jacquart G. Evolution of the western Barents Sea, Mar. Pet. Geol., 1, 123-150, 1984.

Feden, R.H., Vogt P.R. & Fleming H.S. Mantle and bathymetric evidence for the Yermak hot spot of Svalbard in the Arctic Basin, Earth Planet. Sci. Lett., 44, 18-38, 1979.

Hutchison I., The effects of sedimentation and compaction on oceanic heat flow, Geophys. J. R. Astron. Soc, 82, 439-459, 1985.

Johnson G.L., Southall J.R., Young P.W. & Vogt P.R. The origin and structure of the Iceland Plateau and Kolbeinsey Ridge, J. Geophys. Res., 77, 5688-5696, 1972.

Kovacs, L.С. & Vogt P.R. Depth-to-magnetic source analysis of the Arctic Ocean region, Tectonophysics, 89, 255-294, 1982.

LaBrecque, J.L., Kent D.V. & Cande S.С. Revised magnetic polarity time scale for late Cretaceous and Cenozoic time, Geology, 5, 330-335, 1977.

Langseth, M.G. & Zielinski G.W. Marine heat flow measurements in the Norwegian-Greenland Sea and in the vicinity of Iceland, in Geodynamics of Iceland, the North Atlantic Area, edited by L. Kristjansson, pp. 277-295, D. Reidel, Norwell, Mass., 1974.

Lister G.S., Etheridge M.A. & Symonds P.A. Detachment faulting and the evolution of passive continental margins, Geology, 14, 246-250, 1986.

McKenzie, D.P. Some remarks on the development of sedimentary basins, Earth Planet. Sci. Lett., 40, 25-32, 1978.

Minster J.В. & Jordan T.H. Present-day plate motions, J. Geophys. Res., 83, 5331-5354, 1978.

Morgan W.J. Hotspot tracks and the opening of the Atlantic and Indian Oceans, in The Sea, vol. 7, edited by C. Emiliani, pp. 443-487, John Wiley, New York, 1981.

Myhre A.M. Marine geophysical studies in the Norwegian-Greenland Sea and adjacent margins, doctor of science thesis, Univ. of Oslo, Norway, 1984.

Myhre A.M. & Eldholm O. The western Svalbard margin (74°-80°N), Mar. Pet. Geol., 5, 134-156, 1987.

Myhre A.M., Eldholm O. & Sundvor E. The margin between the Senja and Spitsbergen fracture zones: Implications from plate tectonics, Tectonophysics, 89, 33-50, 1982.

Nunns A.G. Marine geophysical investigations in the Norwegian-Greenland Sea between the latitudes of 62°N and 74°N, Ph.D. thesis, Univ. of Durham, Durham, England, 1980.

Nunns A.G. The structure and evolution of the Jan Mayen ridge and surrounding areas, AAPG Mem., 34, 193-208, 1982.

Nunns A.G. Plate tectonic evolution of the Greenland-Scotland Ridge and surrounding regions, in Structure and Development of the Greenland-Scotland Ridge, New Methods and Concepts, edited by Bott et al., pp. 11-30, Plenum, New York, 1983.

Nunns A.G. & Peacock J.H. Correlation, identification and inversion of magnetic anomalies in the Norway Basin, Earth Evol. Sci., 2, 130-138, 1983.

Perry R.K., Fleming H.S., Cherkis N.Z., Feden R.H. & Vogt P.R. Bathymetry of the Norwegian-Greenland and Western Barents Seas, map, Naval Res. Lab., Washington, D.C., 1980.

Perry R.K., et al., Bathymetry of the Arctic Ocean, map, Nav. Res. Lab., Washington, D. C, 1985.

Stein, S., Melosh H.J. & Minster J.B. Ridge migration and asymmetric sea-floor spreading, Earth Planet. Sci. Lett., 36, 51-62, 1977.

Sundvor E., Eldholm O., Gidskehaug A. & Myhre A.M. Marine geophysical survey on the western and northern continental margin off Svalbard, Sci. Rep. 4, 35 pp., Univ. of Bergen, Seismol. Obs., 1977.

Talwani M. & Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea, Geol. Soc. Am. Bull., 88, 969-999, 1977.

Thiede J., Pfirman S., Schenke H.-W. & Reil W. Bathymetry of the Molloy Deep: Fram Strait between Greenland and Svalbard, Mar. Geophys. Res., 12, 197-214, 1990.

Vogt P.R. Geophysical and geochemical signatures and plate tectonics, in The Nordic Seas, edited by B.G. Hurdle, Springer-Verlag, New York, 1986.

Vogt P.R. & Avery О.Е., Tectonic history of the Arctic basins: Partial solutions and unsolved mysteries, in Marine Geology and Oceanography of the Arctic Seas, edited by Y. Herman, pp. 83-117, Springer-Verlag, New York, 1974.

Vogt P.R., Feden R.H., Eldholm O. & Sundvor E. The ocean crust west and north of the Svalbard Archipelago: Synthesis and review of new results, Polarforschung, 48, 1-19, 1978.

Vogt P.R., Perry R.K., Feden R.H., Fleming H.S. & Cherkis N.Z. The Greenland-Norwegian Sea and Iceland environment: Geology and geophysics, in The Ocean Basins and Margins, vol. 5, The Arctic Ocean, edited by A.E.M. Nairn and M. Churkin, pp. 493-598, Plenum, New York, 1981.

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

Wernicke В., Low-angle normal faults in the Basin and Range province - Nappe tectonics in an extending orogen, Nature, 291, 645-648, 1981.

Wernicke В., Uniform-sense normal simple shear of the continental lithosphere, Can. J. Earth Sci., 22, 108-125, 1985.

Wernicke В. & Burchfield В.С. Modes of extensional tectonics, J. Struct. Geol., 4(2), 105-115, 1982.