Образование новой океанической коры происходит в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов (СОХ), как правило, при направлении спрединга, ориентированном параллельно азимуту расхождения плит, когда ось рифтовой долины ориентирована ортогонально к направлению растяжения (ортогональный спрединг). Это наиболее геодинамически устойчивая конфигурация, способная существовать длительное время в геологической истории. В то же время, в ряде случаев ортогональ к простиранию оси рифтовой долины ориентирована под некоторым углом к направлению растяжения (косой спрединг). Возникающие при этом поля напряжений приводят к образованию более сложных комплексов структур в формируемой океанической коре. Необходимо отметить, что косая ориентировка встречается во всех типах океанских структур, например, среди разломов различной природы. Более половины рифтовых сегментов Срединно-Атлантического хребта (САХ) севернее 15°с.ш. - это структуры, образованные в условиях косого спрединга при отклонении ортогонали к простиранию формируемого сегмента коры в 10° и более от направления расхождения плит. Особенно сильные расхождения имеют место в САХ Северной Атлантики (хребты Мона, Книповича и трог Лена).

В северной части хребта Мона простирание оси рифтовой долины северо-восточное (050°), в южной части хребта Книповича - северо-северо-западное (350°). Изменение генерального простирания долины плавно происходит между 73°40' с.ш. и 74°10' с.ш. Рифтовые впадины южнее 74°47' с.ш ориентированы в северо-восточном направлении (030°). Еще южнее, хребты в рифтовой долине морфологически не выражены, а простирание рифтовых впадин постепенно приближается к простиранию самой рифтовой долины (020°), что соответствует структурам ортогонального спрединга. Дно рифтовой долины на севере хребта Книповича представляет собой систему эшелонированных впадин, разделенных линейными, кулисообразно расположенными хребтами, протягивающимися в северо-восточном направлении. Протяженность сегментов около 30- 40 км . Такой структурный рисунок обусловлен косым спредингом, который для этого района составляет 20°. Поле напряжений обусловлено расхождением Гренландии и Евразии по азимуту около 110° (разломная зона Де Гир), реализуется также в виде структур растяжения, с формированием крупноамплитудных листрических сбросов в пределах бортов рифтовой долины, ориентированных в меридиональном направлении и наклоненных в сторону оси рифтовой долины.

Переходная область между структурами хребтов Книповича и Гаккеля состоит из системы разломов и трогов растяжения, соединяющих сегменты спрединговых хребтов Книповича и Гаккеля. Это аккреционные сегменты (хребет Моллой и трог Лена), разделенные правосторонними трансформными смещениями (разломы Моллой и Шпицбергенский).

Формирование косых внутририфтовых структур характерно как для континентальных, так и для океанических рифтовых систем. Возникающее поле напряжений приводит к формированию в рифтовой долине впадин и поднятий, разделенных сбросами и сдвигами, ориентированными под некоторым углом к простиранию оси СОХ. В зонах растяжения формируются эшелонированная система внутририфтовых впадин и вулканических поднятий под углами 15-45° и сдвиги под углами 10-20° по отношению к направлению спрединга [Fournier & Petit, 2007; Taylor et al., 1994]. Как видно из анализа структур хребтов Мона и Книповича, при отсутствии трансформных разломов линейные поднятия и троги образуют кулисообразную эшелонированную систему, соединенную зонами аккомодации напряжений. Там, где отклонение нормали к простиранию рифтовой долины от направления расхождения плит велико, внутририфтовые хребты часто имеют сигмоидальную форму в зонах сочленения с бортами рифтовой долины, ограниченными сбросами [Пейве и Чамов, 2008; Dick et al., 2003]. Эти разломы являются частью системы релаксации косого растяжения и сопровождаются дизъюнктивными нарушениями в океанической коре.

Явления косого спрединга широко развиты в медленно-спрединговых хребтах. Вероятно, это обусловлено тем, что в этих структурах литосфера более холодная, процессы формирования коры замедленны, что позволяет полю растяжения, не соответствующему простиранию рифтовой долины, релаксировать с образованием системы внутририфтовых структур независимо от общего простирания системы спрединговых хребтов. Ориентировка спрединговых хребтов определяется начальными этапами раскола и расхождения плит, в то время как внутририфтовые структуры являются локальными, менее глубинными и контролируются в условиях косого спрединга величиной отклонения направления растяжения от ортогонали к простиранию оси СОХ, в значительной степени предопределенной предшествующей историей развития СОХ. Сегменты рифтовых зон с косым спредингом являются наиболее тектонически подвижными структурами по сравнению с участками коры, сформированными при ортогональном спрединге, вероятно, из-за большей тектонической активности таких областей [Wijk & Blackman, 2007]. СОХ с косым спредингом, как правило, не расчленены трансформными разломами, ограничиваясь существованием зон аккомодации, а их сегментация контролируется малоглубинными тектоническими факторами, а не мантийной конвекцией. При этом наблюдаются значительные вариации мощности коры по простиранию рифтовой зоны. Это видно в структурах (в рельефе и гравитационном поле) на флангах СОХ [Wijk & Blackman, 2007].

Для медленно-спрединговых хребтов, в том числе существующих в условиях косого спрединга, характерны амагматические аккреционные сегменты. В отличие от магматических сегментов, они могут иметь любую ориентировку относительно направления спрединга [Dick et al., 2003]. При косом спрединге несколько уменьшаются объемы выплавок при декомпрессионном плавлении по сравнению с ортогональным, что тоже способствует формированию амагматических сегментов.

Аккреционные структуры косого спрединга могут возникать не только в рифтовых зонах СОХ, но и в мегаразломных зонах. В Северной Атлантике это зона Де Гир, которая длительное время являлась континентальным сдвигом межу Гренландией и Евразией. При существенном изменении направления расхождения данных плит, она трансформировалась в комплекс разнообразных аккреционных структур косого спрединга. На юге - разлом стал развиваться подобно существовавшему южнее хребту Мона, превратившись в спрединговый хребет Книповича, севернее - трансформировался в две разломные зоны (Моллой и Шпицбергенский), разделенные небольшим аккреционным сегментом Моллой.

На самом севере мегаразломная зона Де Гир находится в стадии трансформации от сдвига к сдвиго-раздвигу (трог Лена). Существует ли аккреция в этом троге, или это пока только деструктивная структура? К сожалению имеющихся данных недостаточно для однозначного ответа. Если судить по морфологии, то каких-либо аккреционных структур, характерных для косого спрединга, в его пределах не выявлено. В то же время, имеющиеся не очень надежные данные по линейным магнитным аномалиям говорят об аккреции в его пределах, по крайней мере, в последние 3 млн. лет.

Литература

1. Пейве А.А., Чамов Н.П. Основные черты тектоники хребта Книповича (Северная Атлантика) и история его развития на неотектоническом этапе // Геотектоника. 2008. № 1. С. 37-57.

2. Dick H.J., Lin J., Schouten H. An ultraslow-spreading class of ocean ridge // Nature. 2003. V. 426. P. 405-412.

3. Engen Ø., Faleide J., Dyreng T. Opening of the Fram Strait gateway. A review of plate tectonic constraints // Tectonophysics. 2008. V. 450. P. 51-69.

4. Fournier M., Petit С. Oblique rifting at oceanic ridges: Relationship between spreading and stretching directions from earthquake focal mechanisms // J. Struct. Geol. 2007. V. 29. P. 201-208.

5. Taylor В., Crook К., Sinton J.J. Extensional transform zones and oblique spreading centers // J. Geophys. Res. 1994. V. 99, № B10. P. 19707-19718.

6. Wijk J.W., Blackman D.K. Development of en echelon magmatic segments along oblique spreading ridges // Geology. 2007. V. 35, № 7. P. 599-602.

Ссылка на статью:

Пейве А.А. Аккреция океанической коры Северной Атлантики в условиях косого спрединга. Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 2, 2009, с. 104-108.