Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 504, № 1, стр. 5-12

Международный российско-итальянский исследовательский коллектив в течение ряда лет проводит совместные морские комплексные геолого-геофизические экспедиции по изучению мегатрансформных разломов. По мнению М. Лиджи и соавт. [1], они могут быть квалифицированы как особый тип межплитных границ в океане. В отличие от близких им трансформных границ плит, в случае с мегатрансформами на границах плит происходит формирование гораздо более сложных тектонических и магматических структур. В Северной Атлантике к числу мегатрансформов относится двойной разлом Чарли Гиббс. Его детальному изучению была посвящена экспедиция 50-го рейса НИС “Академик Николай Страхов” [2, 3]. Специфика мегатрансформа Чарли Гиббс состоит в том, что он находится в области, разделяющей два крупных плюма глубинной мантии, оказывающих сильное влияние на процессы формирования океанической коры в осевой зоне Срединно-Атлантического хребта (САХ) – Исландского на севере и Азорского на юге. Могли ли эти плюмы оказать влияние на строение и развитие мегатрансформа, либо сам мегатрансформ ограничивает распространение плюмов в осевой зоне спрединга? Свидетельством распространения Исландского плюма в южном направлении является хребет Рейкьянес, который структурно резко отличается от типичных спрединговых сегментов медленноспрединговых хребтов, каковым является САХ [4]. Южным ограничением хребта является трансформный разлом Байт, к югу от которого структура океанического дна другая, более типичная для САХ, поэтому многими исследователями [5] разлом Байт считается естественной южной границей зоны влияния Исландского плюма. В то же время при изучении рельефа дна с помощью многолучевого эхолота, проведенном в 50-м рейсе НИС “Академик Николай Страхов” [2, 3], было обнаружено, что к северу от разлома Чарли Гиббс на протяжении около 100 км рельеф дна отличается от такового южнее этого разлома. В частности, севернее наблюдается более узкая и более мелкая рифтовая долина с глубинами дна 2500–2600 м. Более высокий гипсометрический уровень рифтовой долины указывает на повышенную температуру мантии в области магмогенерации [6] и, следовательно, можно ожидать, что тепловое влияние Исландского плюма прослеживается южнее разлома Байт, вплоть до разлома Чарли Гиббс. Исследовать это явление более детально было одной из задач морской геолого-геофизической экспедиции, состоявшейся осенью 2021 г. на судне “Академик Сергей Вавилов” (53-й рейс).

На основе многолучевого эхолотирования построены две батиметрические карты, охватывающие осевую и гребневую зоны САХ: непосредственно к северу от разлома Чарли Гиббс по данным 50-го рейса НИС “Академик Николай Страхов” [2, 3] и непосредственно к югу от разлома Байт по материалам рейса американского судна “Marcus G. Langseth”, проведенного в 2013 г. [7]. В этом районе имеются также данные магнитной съемки [8], но мало известно о вещественном составе структур. Имеются всего несколько редко расположенных точек драгирования [9]. В 53-м рейсе судна “Академик Сергей Вавилов” были проведены детальное опробование дна с помощью драг, главным образом, в районе разлома Байт, а также к югу и к северу от него, и магнитное профилирование на участках, где не было данных магнитной съемки. Положение точек опробования и магнитных галсов показано на рис. 1, координаты драгировок даны в табл. 1.

Рис. 1.

Схема рельефа района разлома Байт. Построена на основе батиметрических данных [7]. Белые квадраты – станции драгирования по работам [12–14], белые круги – станции драгирования 53-го рейса НИС “Академик Сергей Вавилов”. В виде секторов показаны соотношения поднятых пород. Материал ледового разноса не учитывался. Условные обозначения: 1 – базальты и долериты, 2 – габбро, 3 – ультрабазиты, 4 – осадочные породы, 5 – положение профилей рельефа дна, представленных на рис. 2.

Изученный район (полигон Байт) структурно подразделяется на три участка: Южный – к югу от разлома Байт, Центральный – между разломом Байт и нетрансформным смещением Модред и Северный – к северу от нетрансформного смещения Модред. Южный участок состоит из трех спрединговых сегментов примерно одинаковой протяженности (около 30 км). Южный и центральный сегменты имеют близкое строение с характерными для рельефа вулканической природы протяженными узкими линейными хребтами. В относительно узкой и мелкой рифтовой долине развиты некрупные неовулканические поднятия. Глубина ее днища варьирует в пределах ± 100 м от средних значений в 2 км. Рифтовые горы образованы узкими невысокими грядами, местами осложненные более крупными структурами, они разделены узкими неглубокими депрессиями, параллельными рифтовой долине. Вся гребневая зона в пределах этих сегментов на обоих флангах усеяна многочисленными мелкими вулканическими постройками средним диаметром 1.5 км, иногда имеющими отчетливые кратеры. Общей чертой этих сегментов является асимметрия разных флангов гребневой зоны: западный фланг заметно выше восточного (рис. 2а).

Рис. 2.

Профили рельефа дна. Стрелкой показана осевая зона спрединга.

Так, минимальные глубины вершин рифтовых гор на западе в среднем 1000 м, а на востоке – 1700 м. Простирание спрединговых структур в южном сегменте ССВ 12°, а в центральном – ССВ 5°.

Северный сегмент имеет другое строение, здесь наблюдается очень широкая рифтовая долина (9–10 км), глубина которой увеличивается в сторону разлома Байт от 2000 до 2500 м. Она образована несколькими вытянутыми впадинами, кулисообразно надстраивающими друг друга, и заканчивается в зоне пересечения с разломом нодальной впадиной глубиной 3000 м. В северном сегменте резко асимметричное строение флангов (рис. 2б). На западном фланге наблюдается чередование широких и глубоких депрессий, разделенных узкими хребтами различной высоты. На восточном фланге непосредственно у осевой зоны расположен блок с аномально высоким рельефом, состоящий из нескольких хребтов, разделенных депрессиями. Вершины большинства хребтов достигают глубин 800–1000 м. Заканчивается этот блок куполовидной структурой, расположенной непосредственно у разломной долины, с бороздами тектонического скольжения на поверхности, что характерно для структур внутренних океанических комплексов (ВОК) [15]. Восточнее ВОК следуют гряды типичных рифтовых гор. Преимущественные простирания структур в этом сегменте ССВ (азимут 5°), однако отдельные хребты простираются в направлении ССЗ (азимут 345°).

Центральный участок смещен относительно Южного вдоль разлома Байт на 20 км к востоку. Это единый спрединговый сегмент протяженностью 20 км с наиболее широкой (10 км) и глубокой (2900 м) рифтовой долиной, вдоль которой протягивается невысокое неовулканическое поднятие (см. рис. 1). На обоих флангах развиты типичные рифтовые горы, свидетельствующие о вулканическом происхождении рельефа. Фланги резко асимметричны. Восточный фланг существенно более высокий, вершины рифтовых гор достигают здесь глубин 600 м против 1500 м на западном фланге (рис. 2в). На западном фланге рифтовые гряды разделены более широкими и глубокими депрессиями, чем таковые на восточном. Простирание рифтовой долины испытывает ундуляции. Непосредственно в Центральном секторе оно имеет ССВ-простирание (азимут 12°), затем рифтовая долина без нарушения сплошности пересекает нетрансформное смещение Модред, плавно изменяя простирание на 48°, и также без нарушения сплошности переходит в южное окончание хребта Рейкьянес, где простирается под углом 35°. Параллельно рифтовой долине простираются и гряды рифтовых гор, которые, плавно изгибаясь, заходят в дискордантную зону нетрансформного смещения Модред, а затем севернее соединяются с хребтами рифтовых гор хребта Рейкьянес. В пределах дискордантной зоны рифтовые хребты резко уменьшаются в размерах, особенно по высоте. На расстоянии 50 км по обе стороны от оси спрединга рифтовые гряды уже прямолинейные и не проникают в дискордантную зону, очевидно, эти структуры формировались ранее, в эпоху, когда между Центральным и Северным участком существовало трансформное смещение.

Северный участок, как уже упоминалось, отделен от Центрального нетрансформным смещением Модред и представляет собой южное окончание хребта Рейкьянес. Умеренно широкая и умеренно глубокая рифтовая долина имеет генеральное простирание 35°, однако непосредственно вблизи нетрансформного смещения неовулканические поднятия имеют простирания 5° и 12° (см. рис. 1). Рифтовые горы вулканической природы симметрично развиты на обоих флангах (рис. 2г). Они наиболее высоки среди рифтовых гор трех рассматриваемых участков, средний уровень глубин их вершин – 1000 м. С юга на север рифтовые хребты плавно меняют простирание от 5°–12° до 35°. На западном фланге на расстоянии 70 км от оси спрединга наблюдаются две куполовидные структуры, являющиеся, скорее всего, ВОК.

Таким образом, в пределах изученного полигона резко доминирует рельеф вулканического происхождения. Структуры тектонического растяжения, в данном случае это ВОК, очень редки и, по-видимому, соответствуют эпизодам некоторого затишья вулканической активности. Если считать, что хребет Рейкьянес образовался при существенном влиянии поднимающегося и растекающегося по латерали вещества Исландского плюма в виде мантийных подлитосферных потоков более горячего материала [10], то проведенный структурно-морфометрический анализ рельефа указывает на наличие двух границ, повлиявших на его распространение к югу. Первая граница – это нетрансформное смещение Модред. Южнее, в Центральном участке уменьшается средняя высота рифтовых гор и увеличивается глубина рифтовой долины, простирание которой становится промежуточным между простиранием хребта Рейкьянес и направлением, поперечным спредингу. Появляется резкая асимметрия в высотном уровне западного и восточного (более высокого) флангов. Вторая граница – разлом Байт. Средняя высота рифтовых гор к югу от него (Южный участок) уменьшается еще больше, а простирание структур поперечно направлению спрединга. Разлом Байт оказывает влияние на структурообразование только к югу от него, приводя к формированию нодальной впадины, широкой рифтовой долины и широких депрессий, разделяющих рифтовые хребты в причленяющемся к нему сегменте. В то же время влияние материала Исландского плюма продолжается и южнее разлома Байт. Об этом свидетельствуют наличие аномально высокого блока рифтовых гор на восточном фланге непосредственно вблизи осевой зоны, высокий уровень дна рифтовой долины, заметно асимметричный рельеф западного и восточного флангов в Южном участке.

Наиболее полная и новая информация об аномальном магнитном поле (АМП) была получена для Центрального участка, который был пересечен магнитным профилем длиной 288.8 км, проходящим поперек простирания рифтовых гор. Профиль демонстрирует классическую инверсионно-спрединговую форму магнитных аномалий с четко выраженной интенсивной (почти +1000 нТл) центральной аномалией над рифтовой долиной, симметричные относительно нее отрицательные аномалии 2 и 2а и менее однозначную картину далее к востоку (рис. 3).

Рис. 3.

Магнитный профиль вкрест простирания рифтовых гор Центрального участка. Цифры на профиле – возраст океанического дна по данным интерпретации линейных магнитных аномалий.

Западнее аномалии 2а продолжают чередоваться положительные и отрицательные аномалии, что позволяет определить скорость полуспрединга для участка дна с возрастом до 3.6 млн лет, составляющую 11.7 мм/год. Это значение близко к ранее определенным скоростям спрединга (~10 мм/год), указанными в работе [8], непосредственно к югу и к северу от Центрального участка. Центральная аномалия без нарушения сплошности переходит в таковую над рифтовой долиной хребта Рейкьянес.

Важной особенностью АМП в районе трансформного разлома Байт, по-видимому, надо считать наличие плавного перехода центральной рифтовой аномалии от южного окончания хребта Рейкьянес через смещение Модред к Центральному участку. Это может свидетельствовать о сохранении здесь единой инверсионно-спрединговой структуры магнитоактивного слоя, находящейся в стадии пластичной горизонтальной деформации в северной части разлома.

На полигоне Байт сделано 20 успешных драгировок, поднято около 1200 кг каменного материала без учета материала ледового разноса. В Южном и Центральном участках опробованы осевые зоны спрединга и рифтовые горы на различном расстоянии от оси спрединга (до 70 км) (см. рис. 1). В Северном участке драгировки приурочены к западному флангу хребта Рейкьянес в районе его южного окончания. Полученный материал позволит охарактеризовать вариации состава коры как по простиранию САХ, так и во времени. В материале драгирования резко преобладают базальты и долериты (около 90%), также подняты осадочные породы и единичные образцы габбро и перидотитов. Наряду с коренными породами поднят большой объем каменного материала, принесенного айсбергами с суши, который мы не рассматриваем в данной работе.

Базальты распространены повсеместно, среди них выделяются афировые и порфировые разности. Последние в разнообразных пропорциях содержат вкрапленники оливина и плагиоклаза, очень редок клинопироксен. Общее количество вкрапленников достигает 30%. Как правило, базальты не содержат пор (<5%) и только в редких образцах пористость достигает 30%. Базальты со свежим и слегка палагонитизированным стеклом, образующим зону закаливания на образцах с подушечной отдельностью мощностью 5–30 мм, подняты только из рифтовых долин и с их стенок. За пределами рифтовой долины получены в различной степени измененные базальты. Изменения выражаются в палагонитизации стекла вплоть до его полного замещения и в заполнении трещин и пор глинистыми минералами. Изменение базальтов возрастает с увеличением расстояния от оси спрединга. Среди базальтов, полученных на флангах, много брекчированных разностей.

Долериты драгированы только на станциях, находящихся за пределами рифтовой долины. Это афировые кристаллические породы с офитовой и субофитовой структурой. В той или иной степени все долериты изменены, что проявляется в частичном замещении клинопироксена хлоритом, а плагиоклаза эпидотом и альбитом. Данный парагенезис вторичных минералов формируется в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма, возникающих, как показывают данные глубоководного бурения, в осевой зоне спрединга ниже поверхности дна более, чем на 500 м [11]. Следовательно, данные долериты представляют более нижние горизонты коры, чем ассоциирующие с ними базальты, и оказались на поверхности дна в силу движения блоков коры по листрическим сбросам, возникающим на плечах рифта в процессе спрединга. Существует несколько механизмов образования рифтовых гор на флангах медленноспрединговых срединно-океанических хребтов. Обнаружение в рифтовых горах таких долеритов однозначно указывает на то, что в данном районе ведущим механизмом является листрическое сбросообразование.

Габбро представлено единственным образцом недеформированного рудного габбро, поднятого с одного из хребтов аномального блока на восточном фланге Южного участка. В пределах образца наблюдается 5-сантиметровый участок габброноритового состава.

Перидотиты обнаружены в виде окатанных обломков в 2 полимиктовых осадочных брекчиях, драгированных со склонов куполовидных структур, являющихся ВОК. Последние находятся на удалении от оси спрединга: на западном фланге Северного участка и на восточном Южного. Перидотиты сильно серпентинизированы и выветрелы, но сохранили признаки пластических деформаций и обнаруживают отчетливую петельчатую структуру.

Осадочные породы встречены только за пределами осевой зоны и представлены преимущественно брекчиями, а также известняками. Среди брекчий выделяются мономиктовые и полимиктовые разности. В мономиктовых брекчиях присутствуют в основном окатанные и угловатые обломки базальтов размером <15 см. Среди наиболее мелких обломков встречаются частично и полностью палагонитизированные стекла. Цемент глинистый, сформировавшийся, по-видимому, по палагониту, известковый и глинисто-известковый, в нем присутствуют обломки стекла и палагонита песчаной размерности. Хорошо литифицированый цемент составляет от 5 до 40% объема породы. В полимиктовых брекчиях наряду с базальтами присутствуют обломки перидотитов и продуктов ледового разноса. Цемент в них известковый, тонкодисперсный, хорошо литифицированный, с редкими, мелкими зернами пород и большим количеством обломков кораллов, двухстворок и гастропод. Количество цемента достигает 80% от объема породы. Поднятые известняки являются фрагментами цемента осадочных брекчий.

Таким образом, первичный анализ полученных геолого-геофизических данных свидетельствует о том, что влияние Исландского плюма на процессы магматизма и структурообразования в осевой зоне спрединга САХ прослеживается южнее хребта Рейкьянес. Об этом свидетельствуют: высокое гипсометрическое положение рифтовой долины, структуры преимущественно вулканического происхождения, подтверждаемого повсеместным распространением базальтов, незначительное количество структур, возникающих при тектоническом типе спрединга, и соответственно чрезвычайно низкая доля глубинных пород в материале опробования, разный глубинный уровень рельефа на разных флангах САХ. Выделяются две тектонические границы: нетрансформное смещение Модред и трансформный разлом Байт, южнее которых характер структурообразования в спрединговых сегментах меняется.

Трансформный разлом Байт влияет на процессы аккреции коры и структурообразования только в спрединговом сегменте, непосредственно причленяющемся к нему с юга, т.е. наиболее удаленном от Исландского плюма.

Ведущим механизмом образования рифтовых гор в изученном регионе является листрическое сбросообразование, в ходе которого на поверхность дна тектонически выводятся долериты, обнаруженные только на флангах САХ и претерпевшие изменения в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма.

Степень палагонитизации базальтового стекла возрастает по мере удаления от оси спрединга.

На флангах САХ часто встречаются брекчии. В их составе преобладают в разной степени окатанные обломки. Учитывая то, что в их известковом цементе много обломков мелководной бентосной фауны, эти структуры в недавнем прошлом были частью мелководной акватории с выступающими выше уровня океана участками суши. В составе брекчии присутствуют продукты ледового разноса, что свидетельствует о том, что мелководный период существовал продолжительное время в данной области.