Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов

Кохан, Андрей Валерьевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов"

На правах рукописи

КОХАН АНДРЕЙ ВАЛЕРЬЕВИЧ

ТЕКТОНИКА И ГЕОДИНАМИКА УЛЬТРАМЕДЛЕННЫХ СПРЕДИНГОВЫХ ХРЕБТОВ

25.00.03 - Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

7 ФЕ8 ?013

Москва 2013

005049398

Работа выполнена на кафедре геоморфологии и палеогеографии географического факультета и в Музее землеведения Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Дубинин Евгений Павлович

Официальные оппоненты:

Мирлин Евгений Гилельевич доктор геолого-минералогических наук, Геологический музей им. В.И. Вернадского, старший научный сотрудник, зам. директора по научной работе

Баранов Борис Викторович кандидат геолого-минералогических наук, Институт океанологии им. П. П. Ширшова, зав. лаб. палеогеодинамики и палеоокеанологии

Ведущая организация: Геологический институт РАН

Защита состоится 19 февраля 2013 г. в 14 час. 30 мин. на заседании диссертационного совета Д.501.001.39 при Московском государственном университете имени М.В. Ломоносова по адресу: 119234, Москва, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет, ауд. 825.

С диссертацией можно ознакомиться в читальном зале Научной библиотеки Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова, в Отделе диссертаций Фундаментальной библиотеки по адресу: Ломоносовский проспект, 27.

Автореферат разослан 18 января 2013 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета доктор геол.-мин. наук, профессор

А.Г. Рябухин

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ Актуальность работы. Срединно-океанические хребты (СОХ) являются планетарной морфоструктурой и протягиваются через все океаны. Их рифтовые зоны представляют собой места формирования новой океанической коры. Рельеф и глубинное строение рифтовых зон СОХ отличаются в основном в зависимости от скорости спрединга. К концу XX века согласно этому критерию сформировалось разделение срединно-океанических хребтов на 3 класса: медленноспрединговые (<4 см/год), быстроспрединговые (>8 см/год) и среднеспрединговые (4 см/год<Успр<8 см/год). В последние 20 лет активно шли исследования малоизученных участков мировой системы СОХ с Vcnp<2 см/год. В течение этого периода времени был накоплен обширный материал об их рельефе и глубинном строении [Глебовский и др., 2006; Шипилов, 2008; Пейве, Чамов, 2008; Пейве, 2009; Зайончек и др., 2010; Дубинин и др., 2011; 2012; Соколов, 2011; Crane et al., 2001; Dick et al., 2003; Jokat et al., 2003; Sauter et al., 2004; Pierce et al., 2005; Cannat et al., 2008; Sauter, Cannat, 2010 и др.]. Он показывает, что данные хребты значительно отличаются в своем строении от медленноспрединговых. Анализ материалов о рельефе дна, геолого-геофизических характеристиках и глубинном строении таких хребтов, а также результаты экспериментального моделирования, позволяют выделить их в самостоятельный тип, устаоновить особенности тектонического строения, выделить их тектонические типы, основные структурообразующие факторы и геодинамические обстановки развития ультрамедленного спрединга.

Цель работы. Изучение особенностей структурообразования рифтовых зон СОХ в условиях различных кинематических и геодинамических режимов ультрамедленного спрединга. Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Сбор, обработка и интерпретация новых данных многолучевого эхолотирования, а также обобщение и критический анализ опубликованных геолого-геофизических материалов по тематике работы.

2. Анализ тектонического строения ультрамедленных спрединговых хребтов.

3. Построение и анализ структурных схем для участков спрединговых хребтов, имеющих различную геодинамическую и кинематическую специфику.

4. Анализ кинематики и геометрии спрединга ультрамедленных хребтов.

5. Экспериментальное изучение особенностей структурообразования спрединговых хребтов, находящихся в разных геодинамических и кинематических условиях ультрамедленного спрединга.

6. Выявление основных структурообразующих факторов ультрамедленного спрединга.

Институтов физики Земли, гг. Париж и Страсбург, Института морских исследований, г. Брест. В работе был использован 30-секундный грид рельефа дна мирового океана GEBC0 08 версии 20100927.

Объекты исследования. В работе рассматриваются рифтовые зоны СОХ, раздвигающихся со скоростями менее 2 см/год. Исследованы хребты Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича, Гаккеля, Американо-Антарктический хребет (ААХ) и Юго-Западный Индийский хребет (ЮЗИХ). Также были рассмотрены геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга

Методика работы. Для анализа сегментации рассмотренных спрединговых хребтов использовались представления о сегментации рифтовых зон СОХ изложенные в работах [Дубинин и др., 1992; Мирлин и др., 1992; Дубинин, Ушаков, 2001; Sempere et al., 1992; Macdonald et al., 1982; Lonsdale, 1994; Crane et al., 2001; Dick et al., 2003; Cannat et al., 2008]. За основу исследований принималось разделение рифтовых зон СОХ на три типа с различным геологическим, геофизическим и геоморфологическим строением в зависимости от скорости спрединга: медленные, средние и быстрые.

При изучении морфологии и тектоники рифтовых зон, их структурной сегментации применялся морфоструктурный и кинематический анализ. Морфоструктурный анализ рельефа осевых вулканических хребтов и флангов спрединговых хребтов проводился по методикам, описанным в работах [Smith et al., 1995; Escartin et al., 1999; Garrel, 2001]. Для интерпретации данных многолучевого эхолотирования, построения морфоструктурных схем использовались методики, разработанные отечественными геоморфологами [Ласточкин, 1987; Бурский, Кулешова, 2008], а также программные пакеты Grapher 5.0, Global Mapper 12.0, GMT 4 [Wessell, Smith, 1995], Mirone 2.1 [Luis, 2007], QGIS 7.0.

Для выявления особенностей структурообразования и сегментации рифтовых зон проводилось экспериментальное моделирование с использованием материалов, условий подобия и методик, представленных в работах [Шеменда, 1983; Грохольский, Дубинин, 2006; Schemenda, Grokholsky, 1994]. Для анализа связей между рельефом дна и глубинным строением литосферы использовались результаты численного моделирования [Галушкин и др., 2007, 2008; Tucholke et al., 2008; Дубинин и др., 2010].

Научная новизна работы. 1. На основании комплексного анализа рельефа и геолого—геофизических данных проведено тектоническое районирование ультрамедленных спрединговых хребтов в зависимости от особенностей их строения и кинематики спрединга

2. Построены оригинальные морфоструктурные схемы для участков рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов.

3. Проведенные экспериментальные исследования, учитывающие геодинамическую и кинематическую специфику каждого спредингового хребта, вместе с комплексным анализом рельефа и геолого— геофизических данных позволили выявить характерные особенности структурообразования и ведущие геодинамические факторы,

определяющие тектоническое строение спрединговых хребтов с ультрамедленными скоростями растяжения.

4. Выделены геодинамические обстановки ультрамедленного спрединга, а также участки ультрамедленных спрединговых хребтов с характерным набором морфоструктурных и тектонических признаков, которые могут служить в качестве типовых. Рассмотрена интенсивность проявления и взаимосвязи эндогенных структурообразующих процессов в разных геодинамических условиях ультрамедленного спрединга. Практическая и теоретическая значимость работы. Новые данные о морфотектонике и геодинамике ультрамедленных спрединговых хребтов актуальны для дальнейшего развития представлений о природе и эволюции океанической коры. В прикладном аспекте данные о строении рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов могут быть использованы при анализе условий образования глубоководных гидротермальных полиметаллических сульфидов и их морфоструктурной приуроченности, а также при анализе эволюции палеоспрединговых бассейнов. Результаты работы включены в учебную программу «Экспериментальное моделирование рельефообразующих деформаций океанической литосферы» и реализованы в рамках специального учебного курса.

Защищаемые положения. 1. Ультрамедленный спрединг проявляется в следующих геодинамических обстановках: 1) на спрединговых хребтах, сформированных при расколе континентальной литосферы и расположенных вблизи полюсов относительного вращения плит; 2) в пределах океанической литосферы при перескоках оси спрединга, сопровождающихся отмиранием старого и формированием нового хребта на стадии перехода от рифтинга к спредингу; 3) при растяжении в структурах типа pull-apart; 4) в транзитных зонах между двумя спрединговыми хребтами; 5) в сдвиго-раздвиговых зонах, сформированных в пределах океанической литосферы; 6) при продвижении спредингового хребта в пределы континентальной литосферы; 7) на активных континентальных окраинах при междуговом, задуговом и рассеянном спрединге.

2. Особенности рельефа и тектонического строения ультрамедленных хребтов определяются: геодинамической обстановкой формирования хребта, кинематикой спрединга, температурой мантии, толщиной коры и литосферы. Основными факторами, определяющими их морфологию и тектоническое строение являются:

• для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей - увеличение температуры мантии,

интенсивности магмоснабжения и толщины коры по мере приближения к Исландской термической аномалии, неортогональность спрединга;

• для хребта Книповича - формирование в пределах транзитной зоны между

хребтами Гаккеля и Мона в условиях косого спрединга с различными сочетаниями сдвиговых и раздвиговых напряжений на отдельных сегментах хребта и вблизи континентальной литосферы Баренцева моря и Шпицбергена;

• для хребта Мона — косой спрединг в условиях мощной и относительно

холодной литосферы и узкой рифтовой зоны;

• для хребта Гаккеля и Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) -

минимальные скорости спрединга, изменение температуры мантии и неортогональности спрединга вдоль простирания хребтов. 3. Геодинамические условия и кинематика спрединга определяют следующие основные тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов: 1) хребты, развивающиеся в условиях высокой прогретости мантии под влиянием горячей точки (хр. Рейкьянес и хр. Кольбейнсей, участки 3-9° и 35-52° в.д. ЮЗИХ); 2) хребты с субортогональным растяжением без трансформных разломов (западный сегмент хр. Гаккеля, участок 16-25° в.д. ЮЗИХ); 3) хребты с косым растяжением, с относительно холодной мантией и обедненным магмоснабжением (центральный сегмент хребта Гаккеля, участки 9—16° и 60— 70° в.д. ЮЗИХ, хребет Мона); 4) хребты, развивающиеся со значительной компонентой сдвига в транзитной зоне между двумя спрединговыми хребтами (хр. Книповича, трог Лена).

Личный вклад автора. В основе диссертации лежит геолого-геофизический анализ строения ультрамедленных спрединговых хребтов и экспериментальные исследования структурообразующих деформаций. Автор интерпретировал с использованием современных программ данные многолучевого эхолотирования 17 экспедиций, в 26-м рейсе НИС «Академик Николай Страхов» автор участвовал в обработке и интерпретации 6200 км съемки многолучевым эхолотом. Были проанализированы морфотектонические особенности 163 осевых вулканических хребтов и асимметричных блоков флангов хребтов вдоль 202 профилей, на каждом из которых располагалось от 10 до 25 сбросов. Автор обобщил и критически проанализировал опубликованные геолого-геофизические материалы; провел сравнительный анализ имеющихся данных. Лично автором были проведены эксперименты, включающие около 500 опытов, посвященных исследованию спрединговых хребтов, осуществлена обработка и интерпретация результатов.

2010), Современное состояние наук о земле (Москва, 2011), Рабочее совещание Российской секции международного проекта Interridge Russian ridge (Москва,

2011), 4-е Яншинские чтения (Москва, 2011), XIX Международная конференция «Ломоно'сов-2012» (Москва, 2012), совещание рабочей группы "Геоморфология морского дна" при Совете РАН по Проблемам Мирового океана, секция геология (Москва, 2012), Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле (Москва, 2012). По результатам исследований автором лично сделано 10 устных докладов и представлено 4 постера.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 27 работ, из них 5 статей в рецензируемых журналах, входящих в перечень ВАК.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и 2 приложений. Ее объем составляет 242 страницы, включая 103 иллюстрации, 9 таблиц. Список литературы состоит из 285 наименований, из них 205 иностранных.

Благодарности. Автор выражает искреннюю благодарность научному руководителю д.г.-м.н. Евгению Павловичу Дубинину за руководство и постоянное внимание на всех этапах работы. Автор искренне благодарен заведующему лабораторией экспериментальной геодинамики Музея Землеведения МГУ им. М.В. Ломоносова к.г.н. Андрею Львовичу Грохольскому за предоставление возможности работы с уникальным комплексом оборудования для экспериментального моделирования, обучение методике экспериментального моделирования и всестороннюю поддержку в экспериментальной работе. Автор благодарит за предоставленную возможность работы в экспедиции НИС «Академик Николай Страхов» заведующего лабораторией геоморфологии и тектоники дна океана ГИН РАН д.г.-м.н. А.О. Мазаровича. Автор благодарит начальника геофизического отряда экспедиции к.г.-м.н. С.Ю. Соколова и команду батиметрического отряда экспедиции в составе Зарайской Ю.А. и Мороза Е.А. за помощь в освоении методики сбора и обработки данных многолучевого эхолотирования. Автор благодарен д.г.-м.н. Д.Е. Тетерину за помощь в освоении программного пакета GMT. Весьма плодотворными были обсуждения и советы научных сотрудников и преподавателей кафедры геоморфологии Географического факультета МГУ к.г.н. В.И. Мысливца, к.г.н. Фроля В.В., д.г.н. Лукашова A.A.. Важное значение для выполнения задач данной работы имели оригинальные материалы, предоставленные зарубежными коллегами М. Кеннэт (Институт физики Земли, Париж), Д. Саутером (Институт физики Земли, Страсбург) и В. Тосэлло (Французский институт морских исследований, Брест) за что автор выражает им искреннюю признательность. Отдельную благодарность за терпение, понимание и всестороннюю поддержку автор выражает своей семье. Работа выполнена при поддержке РФФИ (проект № 12-05-00528-а) и Минобрнауки России (ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России).

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Глава 1. Мировая система спрединговых хребтов, как глобальная морфотектоническая структура дна океана.

Глобальная система спрединговых хребтов протягиваются через все океаны, на расстояние около 70000 км, их ширина варьирует от 200 до 3000 км. В рифтовых зонах спрединговых хребтов происходит растяжение литосферы, поднятие к поверхности мантийных расплавов, формирование новой океанической коры (аккреция). Совокупность этих процессов получила название спрединга океанического дна [Hess, 1962].

Ключевым параметром, определяющим морфологию и тектонику дна, а также глубинное строение спрединговых зон, является скорость спрединга.

Скорость спрединга на срединно-океанических хребтах изменяется от 0,7-1,3 до 18 см/год. В соответствии с ней СОХ подразделяют на несколько типов: с медленной (менее 4 см/год), средней (4-8 см/год), быстрой (8-12 см/год) и ультрабыстрой (более 12 см/год) скоростью раздвижения [Дубинин, Ушаков, 2001].

Для хребтов с медленными скоростями спрединга характерна морфология рифтовых долин и отсутствие, как правило, стационарной осевой магматической камеры в коре. Для быстроспрединговых хребтов типична морфология осевых поднятий и наличие стационарных магматических очагов в коре. Спрединговые хребты со средними скоростями имеют переходную морфологию.

Исследования 1990-х и 2000-х годов показали, что хребты со скоростями спрединга менее 2 см/год обладают характеристиками, значительно отличающимися от аналогичных характеристик медленноспрединговых хребтов. Данные хребты представлены хребтами бассейна Северной Атлантики и Северного Ледовитого океана: Рейкьянес, Кольбейнсей, Мона, Книповича, Гаккеля. Также к ним относятся Юго-Западный Индийский хребет (ЮЗИХ), Американо-Антарктический хребет, спрединговые хребты Красного моря и Аденского залива. Они занимают около 20 % от всей длины мировой системы спрединговых хребтов.

Глава 2. Тектоническое строение ультрамедленных спрединговых хребтов и геодинамические обстановки проявления ультрамедленного

спрединга.

Хребет Рейкьянес Хребет располагается к югу от о. Исландия и протягивается на расстояние =1000 км от TP Байт до п-ова Рейкьянес. Спрединг на хребте происходит со скоростями от 1,85 до 2 см/год [Меркурьев и др., 2009; DeMets et al., 2010]. Хребет имеет простирание 36°, косое к вектору раздвижения плит 99°. Угол а между направлением растяжения и простиранием рифтовой зоны составляет 63-65°. Рифтовая зона хребта сформирована эшелонированными S-образными осевыми вулканическими хребтами, располагающимися субортогонально направлению растяжения [Сборщиков, Руденко, 1985; Searle et al., 1998]. В пределах хребта было выделено три провинции сменяющих друг друга с севера на юг по мере приближения к о. Исландия: с рифтовой долиной, с переходной морфологией, с осевым поднятием. По мере сокращения толщины хрупкого слоя коры происходит изменение характера сбросообразования по механизмам, характерным для спрединговых хребтов с переходной морфологией [Дубинин и др., 2011; Кохан, 2012]. При приближении к о. Исландия длина осевых вулканических хребтов возрастает, сокращается их ширина и амплитуда смещений между ними.

Сейсмические исследования показали, что толщина коры в восточной части п-ова Рейкьянес составляет 21-22 км, в районе 63° с.ш - 13-14 км [Weir et al., 2001], 61° с.ш. - 9-10 км [Smallwood, White, 1998; lacoby et al. 2007], а в районе 58° с.ш. - 7,5-8 км [Sinha et al., 1998]. Эти значения превышают средние значения для медленно раздвигающегося Срединно-Атлантического хребта, составляющие 7,1±0,7 км [White et al., 1992]. На широте 58° с.ш. хрупкий слой

проникает в верхнюю часть мантии до глубины около 16-17 км. В районе 61°30' с.ш. мощность хрупкого слоя составляет 9 км [Searle et al., 1998; Sinha et al., 1998]. По мере приближения к Исландской термической аномалии вдоль хребта происходит возрастание толщины коры, сокращения толщины хрупкого слоя литосферы и увеличение ширины рифтовой зоны.

Интенсивность воздействия Исландского плюма подвержена колебаниям во времени, что приводит к периодическим перестройкам оси спрединга и формированию вне оси чередующихся массивов сегментированной (слабое влияние плюма) и несегментированной (возрастающее воздействие плюма) литосферы [Меркурьев и др., 2009; Benediktsdottir et al., 2012].

Хребет Кольбейнсей протягивается на 650 км от 67° с.ш. до 71°40' с.ш от разломной зоны Тьорнес до ТР Ян-Майен. Скорость спрединга изменяется от 1,85 см/год (67° с.ш.) с направлением в 105° до 1,7 см/год (71°40' с.ш.) с направлением в 110° [De Mets et al., 2010]. Хребет ориентирован по азимуту в 20°. Таким образом, угол а составляет 80-85°. Тектоническое строение хребта подчиняется аналогичным закономерностям, что и на хребте Рейкьянес. Но данный хребет демонстрирует асимметрию воздействия Исландского плюма, которая может быть обусловлена наличием структурного барьера на пути мантийного потока в виде разломной зоны Тьорнес [Hooft et al., 2006].

В отличие от хребта Рейкьянес хребет Кольбейнсей расчленен трансформными разломами Спар (69° с.ш., 34 км смещения) и Эгвин (70°40' с.ш., смещение оси - 36 км). На участке от 69° 30' с.ш. до 70° 20' с.ш. толщина коры на оси хребта составляет от 7,2 до 11 км [Kodaira et al., 1997]. В южной части она составляет 12.1 ± 0.4 км, а севернее 67°20' с.ш. сокращается до 9.4 ± 0.2 км [Hooft et al., 2006]. По сравнению со значениями характерными для хребта Рейкьянес, толщина коры на хребте Кольбейнсей на 2-3 км меньше аналогичных значений на том же расстоянии от Исландии.

Асимметричное влияние Исландского плюма на рельеф и структурообразование спрединговых хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей отчетливо фиксируется в тектонике рифтовой зоны [Мирлин, 1978; 2006]. К югу, вдоль хребта Рейкьянес оно прослеживается на 800-850 км и даже до 1200-1300 км и выражается в постепенном заглублении оси, изменении осевой морфологии от осевых поднятий до рифтовых долин и в отсутствии трансформных разломов. К северу от Исландии вдоль хребта Кольбейнсей это влияние прослеживается лишь на 500-600 км. Тем не менее, избыточное магмоснабжение и прогретость мантии наблюдаются по всей длине хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей, о чем свидетельствуют повышенные значения толщины коры.

Хребет Мона формирует границу Евразийской и Американской плит на участке от острова Ян-Майен до 73°30' с.ш. 8° в.д. Его длина составляет около 580 км. Рифтовая долина хребта имеет простирание в 60°. Направление спрединга составляет 115° [De Mets et al., 2010]. Таким образом, угол а составляет 55°. Скорость спрединга на хребте - 1,6 см/год. Хребет не нарушен трансформными смещениями. Рельеф дна рифтовой зоны хребта сформирован серией эшелонированных осевых вулканических хребтов (ОВХ),

ориентированных по азимуту в 30°. Длина этих вулканических построек —15— 25 км, высота - 300-600 м. Их разделяют впадины амагматических сегментов глубиной до 3,2 км, длиной 20-35 км, субпараллельные направлению растяжения или бортам рифтовой долины.

Хребет Книповича протягивается более чем на 550 км вдоль континентальной окраины архипелага Шпицберген от 73°45' до 78°35' с.ш. [Crane et al., 2001; Пейве, Чамов, 2008; Зайончек и др., 2010] и входит в сложно устроенную транзитную зону между хребтами Мона и Гаккеля. Долина хребта не нарушена трансформными смещениями. Скорость спрединга на хребте составляет 1,5—1,7 см/год. Азимут простирания хребта меняется в районе 75°50' с.ш. Севернее этой широты хребет имеет ориентировку 000°-007° (002°), а южнее 343°—350° (347°). С учетом направления раздвижения плит для отрезка хребта в 307° [De Mets et al., 2010], отклонение от нормального направления спрединга в северной части хребта равно 37°, а в южной 53° [Curewitz et al., 2010]. Спрединг на хребте характеризуется значительной сдвиговой компонентой и, судя по кинематике, занимает промежуточное положение между трансформным разломом и спрединговым центром. Вдоль простирания хребта неоднократно изменяется степень отклонения направления спрединга от ортогонального. Угол а равный разности между простиранием сегмента хребта и направлением раздвижения изменяется от 33° до 63°.

Рифтовая зона сформирована поднятиями магматических сегментов (МС) и трогами амагматических сегментов (АС). Поднятия с относительным превышением над днищем более 500 м разбивают рифтовую долину на 6 амагматических сегментов. Их длина варьирует от 30 до 145 км, а простирание от 011° до 340° [Crane et al., 2001]. Высота МС составляет 0,5-1,1 км. Все МС ориентированы субортогонально направлению растяжения, прослеживаются вне оси в виде цепочек подводных гор протяженностью 30—50 км. АС характеризуются редуцированным вулканизмом и глубиной дна до 3,4—3,8 км [Зайончек и др., 2010; Crane et al., 2001]. Океаническая кора под рифтовой долиной хребта Книповича отличается аномально низкой мощностью (3-3,5 км на участках трогов и 4,5-5,5 км на участках поднятий) [Kandilarov et al., 2008; 2010]. Даже небольшие различия в кинематике растяжения приводят к перестройке структурного плана хребта. При возрастании угла а разломы ориентируются все более субпараллельно направлению растяжения и приобретают сдвиго—сбросовую кинематику, сокращаются длина магматических сегментов и площадь рифтовых террас [Кохан и др., 2012]. Хребет является исключительно молодым спрединговым центром, испытавшим перестройку в недавнем прошлом, о чем свидетельствуют рельеф флангов и рифтовой долины хребта, магнитные аномалии [Соколов, 2011; Ямпольский, Соколов, 2012], а также распределение внеосевых следов магматических сегментов и разломов. Молодость хребта и сложная кинематика спрединга, сочетающая сдвиговые и раздвиговые напряжения подчеркивают его аномальное строения.

Хребет Гаккеля формирует границу между Евразийской и Американской плитами. Он простирается примерно на 1800 км от 83° с.ш. 6° з.д. до 125° в.д.

Скорость спрединга на хребте варьирует от 1,4-1,5 см/год до 0,7 см/год, ее значения наименьшие для всей системы СОХ. Спрединг на протяжении большей части хребта ортогонален, среднее простирание оси составляет 30-50°, среднее направление растяжения - 120-140° [DeMets et al., 2010]. Угол а составляет 80-100°, за исключением восточной части хребта, где а=45-55°. На основании морфологических особенностей и глубинного строения на хребте были выделены три сегмента [Cochran et al., 2003; Jokat et al., 2003; Michael et al., 2003; Cochran, 2008]: западный вулканический сегмент (ЗВС, 7° з.д. -3° в.д), центральный амагматический сегмент (ЦАС, 3-30° в.д.), восточный вулканический сегмент (ВВС, 30-95 ° в.д.).

ЗВС протягивается на 220 км. Скорость спрединга составляет 1,35-1,5 см/год. Днище рифтовой долины располагается на глубинах 3,8-4 км. Каждые 10-20 км в его пределах наблюдаются крупные вулканические хребты, высотой 1,2-1,5 км, длиной 15-50 км. Борта долины расчленены многочисленными крутопадающими сбросами. Толщина коры по данным [Jokat, Schmidt-Aursch, 2007] составляет 2,5-4,9 км. В драгировках полностью преобладают базальты.

Протяженность ЦАС составляет 300 км. Скорость спрединга составляет 1,27-1,35 см/год. На всем протяжении отрезка хребта наблюдается только один крупный вулканический центр в районе 19° в.д. На остальной части рифтовой долины не обнаружено вулканических построек и свежих лавовых потоков [Cochran et al., 2003; Cochran, 2008;]. Отсутствие магматической активности наблюдается в условиях субортогонального растяжения. Днище рифтовой долины находится на глубинах 5-5,5 км и состоит из серии удлиненных впадин. Толщина коры на участке ЦАС составляет 1,3-2,5 км [Jokat, Schmidt-Aursch, 2007]. На флангах хребта пологие сбросы располагаются на расстоянии от 12 до 25 км друг от друга и ограничивают поднятия высотой до 2,2 км.

Протяженность ВВС составляет около 600 км. Скорость спрединга здесь варьирует от 0,7 до 1,27 см/год. На данном участке хребет изгибается к северу, угол а составляет 45-55°. В рельефе дна сочетаются субортогональные растяжению MC с минимальными глубинами до 2,5 км и впадины АС с глубинами до 5,2 км. На флангах рифтовой зоны наблюдаются как пологие, так и крутопадающие сбросы. Толщина корье составляет 2,5-3,5 км [Jokat, Schmidt-Aursch, 2007].

Юго-Западный Индийский хребет протягивается на 7700 км от тройного соединения (ТС) Буве (55° ю.ш., 0°40' в.д.) до ТС Родригес (25° ю.ш., 70° в.д.) [Sclater et al., 1978, 1981]. Скорость спрединга на хребте убывает с запада на восток и изменяется от 1,6 до 1,27 см/год [DeMets et al., 2010]. Отклонение спрединга от ортогонального варьирует в широких пределах: угол а изменяется от 32 до 90°. Соответственно изменяется и величина эффективной скорости спрединга, которая варьирует в диапазоне от 0,8 до 1,6 см/год. О температурной гетерогенности мантии свидетельствует существование вблизи хребта нескольких горячих точек: Буве и Шона - в запдной части хребта, Марион - в районе центральной части, хребта Крозе - в области восточной части хребта [Sauter et al., 2009].

Хребет разделяется на две части гигантской трансформной системой Принц—Эдуард-Эндрю Бейн, смещающей ось спрединга на 1100 км. Восточная часть сильно сегментирована частыми трансформными разломами, в то время как в западной части хребта (Африкано-Антарктический хребет) трансформные разломы практически отсутствуют. Сложная морфология и тектоническое строение хребта отражают историю его развития. Хребет удлинялся в результате пропагейтинга рифтовой оси к западу и востоку в ходе кинематических перестроек и миграции ТС Буве и ТС Родригес в противоположных направлениях. Эти изменения зафиксировались в рельефе внеосевой литосферы [Baines et al., 2007; Patriat et al., 2008].

На основании анализа рельефа дна, глубинного строения, геометрии и кинематики спрединга в пределах хребта были выделены 6 тектонических провинций, характеризующихся различным строением рельефа рифтовой зоны, морфоструктурной сегментацией и интенсивностью проявления тектонических, магматических и метаморфических рельефообразующих процессов, и сходными с отдельными участками ультрамедленных спрединговых хребтов Северной Атлантики и Арктики.

Американо—Антарктический хребет расположен в южной части Атлантического океана и протягивается от тройного соединения Буве до тройного соединения, расположенного в юго-восточной части моря Скотия. Хребет разделяет Южно-Американскую плиту и формирующуюся плиту Сюр. Относительный полюс их вращения располагается в районе Южного полюса. Скорость растяжения на хребте составляет около 1,8 см/год [DeMets et al., 2010]. ААХ формируется вдоль эйлеровой широты и представляет собой сдвиго—раздвиговую структуру, состоящую из коротких ортогональных МС типа pull-apart длиной 35-50 км, наклонных АС и разделяющих их протяженных трансформных разломов с амплитудой смещения 100—700 км. Сегментация хребта, кинематика спрединга и геохимия базальтов отличаются в пределах участков к югу и северу от TP Буллард. Угол а составляет 33—38° на севере и 49-53° на юге хребта. Исходя из особенностей истории развития, сегментации и кинематики хребта, было сделано предположение, что хребет сформировался как «вынужденная» граница плит в процессе формирования плиты Скотия и продвижения астеносферного потока с запада на восток.

Анализ рельефа, тектонического строения и кинематики спрединга рассматриваемых хребтов позволяет выявить особенности их строения, установить ведущие геодинамические факторы, контролирующие структурообразование и определить типовые участки в пределах этих хребтов.

Геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга. Анализ геолого-геофизической информации показал, что растяжение литосферы, сопровождаемое ультрамедленным спредингом, может проявляться как в пределах' спрединговых хребтов, так и в других обстановках. Ультрамедленный спрединг наблюдается на спрединговых хребтах:

а) сформированных при расколе континентальной литосферы и расположенных вблизи полюсов относительного вращения (хребты Гаккеля,

Мона, Рейкъянес, Юго-западный Индийский, Красноморский и Аденский рифты);

б) расположенных в транзитных зонах, сформированных между двумя спрединговыми хребтами (хребет Книповича);

в) расположенных в сдвиго-раздвиговых зонах в пределах океанической литосферы (Американо-Антарктический хребет);

Другие обстановки, в которых растяжение литосферы может сопровождаться ультрамедленным спредингом:

а) перескок оси спрединга сопровождающийся отмиранием одного спредингового хребта (затухание спрединга) и формированием нового хребта при переходе от рифтинга к спредингу (хр. Математиков и северная ветвь Восточно—Тихоокеанское поднятие);

б) локальное растяжение на фоне регионального сдвига, приводящее к формированию структур типа pull-apart (трог Кайман);

в) продвижение спредингового хребта в пределы континентальной литосферы: (Красноморско-Аденский рифт, рифт Калифорнийского залива);

г) в зонах активных континентальных окраин: междуговой спрединг (Марианский трог); задуговой спрединг (спрединговый центр моря Фиджи); рассеянный, или диффузный спрединг в задуговых районах (центральный бассейн моря Скотия в древности и современный рассеянный спрединг в юго-восточной части моря Скотия).

Специфика геодинамической обстановки в значительной степени определяет морфоструктурную выраженность спрединговых систем.

Глава 3. Экспериментальное моделирование процессов

структурообразования на ультрамедленных спрединговых хребтах.

Обзор подходов и методик экспериментального моделирования. Существующие в настоящее время методики экспериментального моделирования в зонах напряжений растяжения и сдвига можно условно подразделить на три группы: 1) изучение структурообразования в континентальных рифтах [Шерман, Бабичев, 1989; Логачев и др., 2000; Malkin, Shemenda, 1991; Keep, McClay, 1998; Mart, Dauteuil, 2000; Corti et al., 2003, 2006; McClay et al., 2003; Tirel et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2007], 2) изучение процессов деформации сдвига [Белоусов, Гзовский, 1964; Шерман и др., 1991;Тапицкий, Галкин, 1995; Гончаров и др., 2005; Ребецкий и др., 2008; Гончаров, 2010; Basile, Brun, 1999; Dauteuil, Murt, 1998; Smit et al., 2008; Dooley, Schreurs, 2012], 3) изучение образования морфоструктурного плана осевых участков океанических рифтовых зон и трансформных разломов [Грохольский, Дубинин, 2006; Грохольский, Дубинин, 2010; Дубинин и др., 2011; Shemenda, Grocholsky, 1991, 1994; Basile, Brun, 1999; Thibaud et al., 1999; Garel et al., 2002; Dauteuil et al., 2002; Acocello, 2008; Autin et al., 2010; Tentler, Accocella, 2010]. Подавляющее большинство экспериментальных методик рассматривают спрединг с точки зрения механики процесса и исключают температурные факторы, влияющие на характер структурообразования. Для решения задач, поставленных в данной работе, экспериментальное моделирование выполнялось по уникальной методике, с использованием оригинального

модельного вещества и оборудования [Грохольский, Дубинин, 2006]. В ее рамках учитываются термические факторы, определяющие толщину хрупкого слоя литосферы и воздействующие на рельеф модели в модельной рифтовой зоне. Модельное вещество отвечает критериям подобия, описанным в работах [Шеменда, 1983; Грохольский и др., 2012; Schemenda, Grokholsky, 1994]. Эксперименты, проведенные по данной методике, хорошо воспроизводят характер структурообразования в рифтовых зонах рассмотренных хребтов и способствуют решению поставленных задач. Описания экспериментов приведены в приложении. В проведенных экспериментах рассматривались: 1 -процессы первоначального разрушения однородного слоя, приводящие к образованию микро - и макротрещин, формирующих сегментацию оси спрединга [Грохольский, Дубинин, 2006; Schemenda, Grokholsky, 1991]; 2 -процессы аккреции неоднородного слоя по механизму образования и развития литосферного клина приводящего к формированию характерного рельефа рифтовых зон в виде валов (хребтов) [Malkin, Schemenda, 1991; Schemenda, Grokholsky, 1994].

Моделирование структурообразования в условиях влияния горячей точки (хребты Рейкьянес и Кольбейнсей). Модельная рифтовая зона -линейная зона с утоненной литосферой задавалась под углом в 60° (для хребта Рейкьянес) и 80° (для хребта Кольбейнсей) к направлению растяжения в соответствии с кинематикой спрединга на хребтах. Скорость спрединга в модели составляла -1.67-10"5 м/с.В модели изменялись следующие параметры:

1) ширина W зоны прогрева (рифтовой зоны) которая изменялась от 2 до 5 см,

2) толщина Н хрупкого слоя коры в осевой зоне, которая изменялась от 1 до 3 мм. Эксперименты воспроизводили геодинамические условия трех выделенных на хребтах провинций.

Хребет Рейкьянес. Трещины, формировавшиеся в пределах ослабленной зоны, обладали S-образной формой и ориентировались под углом 70-80° к направлению растяжения. Их длина была ограничена шириной ослабленной зоны. В экспериментах, воспроизводящих условия северной провинции хребта, трещины достигали длины в 3-10 см. Мелкие трещины практически отсутствовали. Величина смещений между трещинами достигала 0,5-0,8 см. При сокращении ширины ослабленной зоны и увеличении толщины хрупкого слоя длина трещин сокращалась, а величина смещений между ними возрастала. Напряжение между крупными трещинами реализовывалось скоплениями более мелких трещин. Впоследствии области смещений трансформировались в сдвиго-раздвиги, развивавшиеся по типу природных нетрансформных смещений. Длина трещин в экспериментах, моделирующих геодинамические условия южной провинции хребта, достигала 0,8-3,5 см. Амплитуда смещений между ними достигала 0,8—2 см. В экспериментах, моделирующих геодинамические условия провинции хребта с переходной морфологией, длина трещин составляла от 1,5 до 7 см, а величина смещений между ними - 0,3-1 см.

Для хребта Кольбейнсей особенности структурообразования подчинялись сходным закономерностям. Таким образом, структурообразование в экспериментах, посвященных хребтам Рейкьянес и Кольбейнсей,

демонстрирует четкую закономерность: при сокращении ширины ослабленной зоны и увеличении толщины хрупкого слоя в ее пределах происходит сокращение длины трещин и увеличивается величина смещений между ними. В природных условиях трещины используются расплавом для проникновения к поверхности и вдоль них образуются ОВХ, формирующие морфоструктуру их рифтовых зон.

Моделирование структурообразования в транзитной зоне между хребтами Мона и Гаккеля (хребет Книповича). Были проведены эксперименты по моделированию структурообразования, как для всей переходной зоны между хребтами Мона и Гаккеля (угол а=33°), так и для отдельных сегментов хребта с характерными для них углами а (40° и 50°). Скорость растяжения в модели составляла ~1,5-10"5 м/с.

Важнейшим фактором, определяющим сегментацию трещин, является угол наклона ослабленной зоны по отношению к направлению растяжения. Была проведена серия экспериментов, при которой этот угол менялся от 10 до 50°. Постепенно при увеличении угла наклона длина сдвиго-раздвигов и раздвигов нарастала. Наиболее сложная сегментация наблюдалась в серии экспериментов, моделирующих геодинамическую обстановку всей транзитной зоны от хребта Мона до хребта Гаккеля. Угол наклона транзитной ослабленной зоны составлял 30—35°. В этом случае в пределах ослабленной зоны формировались короткие бассейны растяжения, ориентированные либо ортогонально к растяжению, либо под углом 10—20° к его вектору, соединенные сдвигами и сдвиго-раздвигами. В процессе эксперимента вначале закладывались зоны растяжения. За ними формировались сдвиговые трещины. После соединения всех трещин в единую систему в модели развивались структуры типа pull-apart. Сегментация системы была нестабильна, наблюдались многочисленные перескоки и отмирания отдельных элементов спрединговой оси.

Экспериментальное моделирование показало, что даже при незначительном изменении составляющих сдвига и раздвига и ориентировки сегментов хребта характер структур, определяющих морфологию рифтовой зоны, будет изменяться от сдвиговых до сдвиго-раздвиговых. При этом в природе формируются бассейны типа pull—apart, соединенные сдвигами и сдвиго-раздвигами различной длины.

Моделирование_структурообразования_при_ортогональном

ультрамедленном растяжении Схребет Гаккеля). Скорости спрединга составляли 1-10"5 и 0,7-10"5 м/с. Величина валов при скорости МО5 м/с была выше по сравнению с медленной скоростью 1,35-Ю-5 м/с и достигала местами 3-3,5 см. При этом величина смещений сокращалась и не превышала 1-3 см. Характерной особенностью экспериментов было формирование отчетливо выраженной фрагментации в виде субперпендикулярных оси спрединга нарушений. Они являются аналогами формирующихся в условиях медленного спрединга внеосевых следов смещений. Их формирование носило унаследованный характер и было связано с первичными нарушениями картины трещиноватости — изгибами и небольшими перекрытиями осей спрединга.

Аккреция при скорости 0,7-10'5 м/с на различных стадиях экспериментов происходила преимущественно в одном направлении, то есть асимметричгно. Отличительной чертой аккреции была прямолинейность оси. Амплитуда смещений не превышала 1-2 см. Другой отличительной чертой аккреции было формирование широких аккреционных валов. Их ширина на отдельных участках достигала 3^1,5 см. Данный параметр был максимальным по сравнению с более медленными скоростями спредингами [Дубинин и др., 2012]. Глубина модельной рифтовой долины превышала аналогичный параметр медленно-спредингового хребта в 1-2 см

Моделирование структурообразования при косом спрединге в условиях слабо прогретой рифтовой зоны (хребет Mona). Скорость спрединга в модели составляла -1.5-10"5 м/с. Угол наклона ослабленной зоны относительно направления растяжения составлял 55°. Полученные результаты во многом воспроизводили результаты экспериментов по моделированию условий структурообразования в южной провинции хребта Рейкьянес. Важным отличием было формирование в структуре модели хорошо выдержанных сдвиговых и сдвиго-раздвиговых зон между сегментами, ортогональными направлению растяжения. Вдоль этих сегментов, между зонами сдвига, происходила аккреция коры. Сдвиговые сегменты стабильно функционировали в процессе проведения экспериментов. Они были выражены в рельефе модели в виде линейных впадин.

Моделирование структурообразования при ортогональном ультрамедленном спрединге с различными по амплитуде и ширине смешениями оси (Юго-Западный Индийский хребет). Скорость спрединга в модели составляла 0,7-10"5 м/с. Ослабленная зона закладывалась со смещениями различной ширины и амплитуды. Ширина смещений менялась от 2 до 4 см. Амплитуда смещений изменялась от 3 до 5 см. В пределах модели закладывалось 2-3 смещения. Опыты проводились с целью выявления возможных механизмов формирования косых амагматических сегментов, встречающихся в пределах восточной части хребта. В пределах участков смещений закладывались сдвиги, которые впоследствии трансформировались в неортогональные к направлению акреционные сегменты. Они формировались быстрее в пределах более широких и высокоамплитудных смещений. Также косые акреционные сегменты формировались в пределах ортогональных участков модели в результате разнонаправленных перескоков оси спрединга.

Таким образом, экспериментальное моделирование позволило выявить основные параметры, контролирующие особенности морфологии и тектонического строения ультрамедленных хребтов (толщина литосферы, неортогональность спрединга, ширина рифтовой зоны с утоненной литосферой), выявить геодинамические факторы, определяющие специфику структурообразования рассмотренных спрединговых хребтов. Для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей - косой спрединг в условиях изменения толщины хрупкого слоя и ширины зоны прогрева коры по мере приближения к о. Исландия. Для хребта Мона - косой спрединг в условиях узкой зоны прогрева и значительная толщина хрупкого слоя. Для хребта Книповича - изменение угла

наклона рнфтовой зоны относительно направления растяжения от сегмента к сегменту, сильнокосой спрединг транзитной зоны между хребтами Мона и Гаккеля. Для хребта Гаккеля - ортогональный спрединг в условиях максимальной величины хрупкого слоя коры и минимальных скоростей спрединга. Внеосевой рельеф в условиях ультрамедленного спрединга формируется при максимальных величинах валообразных структур.

Глава 4. Тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов.

В данной главе представлены результаты анализа кинематики и геометрии спрединга, морфотектоники осевых и фланговых зон рассмотренных ультрамедленных хребтов, а также САХ, предпринятые с целью подтверждения выделения тектонических провинций хребтов.

Анализ кинематики и сегментации рассмотренных хребтов показал, что в их пределах выделяется три типа сегментации характерной для ультрамедленного ортогонального спрединга, для ультрамедленного косого спрединга и для спрединга в пределах транзитной зоны между двумя спрединговыми хребтами. Формирование набора геолого-геоморфологических особенностей, характерных для крайнего случая амагматичного ультрамедленного спрединга (пологие отдаленные сбросы на флангах хребта, максимальные глубины, преобладание серпентинизированных перидотитов в драгировках и др.), хорошо согласуется с порогом эффективной скорости спрединга в 1,3 см/год, но обладает рядом исключений. Они обусловлены повышенной температурой мантии, возрастом и историей развития спрединга (хребет Книповича, центральная часть ЮЗИХ). При эффективных скоростях спрединга, близких к 1,3 см/год может формироваться спрединг с набором особенностей, характерных для медленного спрединга (западная часть ЮЗИХ и западный сегмент хр. Гаккеля) и для переходной морфологии (центральная часть ЮЗИХ), что также связано с повышенной температурой мантии и, как следствие, более интенсивным магмоснабжением. Таким образом, структурообразование в рифтовых зонах и на флангах рассмотренных спрединговых хребтов определяют следующие факторы: геодинамическая обстановка формирования хребта, кинематика спрединга, температура мантии, толщина коры и литосферы. Все они контролируют интенсивность проявления тектонических, магматических и метаморфических структурообразующих процессов, в итоге определяя генезис и эволюцию структур хребта.

Анализ показал, что следующие участки ультрамедленных спрединговых хребтов формируются под воздействием сходных сочетаний данных факторов, и, как следствие имеют сходное тектоническое строение и кинематику спрединга: 1) участки 35-52° в.д. и 3—9° в.д. ЮЗИХ и хребты Рейкьянес и Кольбейнсей; 2) ЗВС хр. Гаккеля и участок 16—25° в.д. ЮЗИХ, сходные по строению с медленно-спрединговым САХ; 3) участки 9-16° и 60-70° в.д. ЮЗИХ, ЦАС хр. Гаккеля; 4) строение и кинематика спрединга участка 52-60° ЮЗИХ, ВВС хр. Гаккеля и хребта Книповича отличаются уникальными характеристиками.

Для участков ультрамедленных спрединговых хребтов третьего и четвертого типов характерна уникальная сегментация амагматических и магматических сегментов (АС и МС). АС выражены в рельефе в виде глубоких впадин с максимальными глубинами до 4,5-5,7 км. В их пределах существенно уменьшается вулканическая активность. В драгировках, помимо базальтов, значительное место занимают серпентинизрованные мантийные перидотиты. АС в условиях косого растяжения ориентируются под углом к направлению растяжения. На их флангах наблюдаются валообразные симметричные поднятия шириной 10-25 км с пологими склонами высотой до 1-2 км, которые представляют собой поверхности сместителей пологопадающих разломов-детачментов. Толщина коры АС минимальна и составляет от 0 до 3,5 км.

МС всегда ориентируются субортогонально растяжению. В рельефе дна они выражены осевыми вулканическим хребтами. Именно к ним приурочена максимальная вулканическая активность. Для них характерна толщина коры от 3 до 8 км. В драгировках преобладают базальты. Вне оси таким сегментам соответствуют массивы литосферы, расчлененные сбросами, удаленными друг от друга на расстояние не более первых километров, высотой до 0,8-1 км.

Наличие уникальной сегментации и специфического набора морфологических и геолого-геофизических характеристик позволяет рассматривать хребты со скоростями раздвижения менее 2 см/год как особый класс ультрамедленных спрединговых хребтов.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Анализ рельефа и тектонического строения рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов показал, что разнообразие их морфоструктурной выраженности определяется разной интенсивностью проявления эндогенных процессов, контролируемых геодинамическими условиями формирования и развития хребтов, кинематикой спрединга, температурой мантии. Структурная сегментация рассмотренных спрединговых хребтов характеризуются следующими особенностями:

- сочетание малоамплитудных нетрансформных смещений и протяженных эшелонированных осевых вулканических хребтов в-образной формы при косом спрединге, морфометрические параметры которых и морфология хребта в целом меняются по мере приближения к горячей точке (хр. Рейкьянес, хр. Кольбейнсей, участки 3-9° и 35-52° в.д. ЮЗИХ);

- чередование впадин амагматических сегментов и вулканических хребтов магматических сегментов примерно равной длины в днище рифтовой долины при косом спрединге (хр. Мона);

- сочетание коротких раздвиговых магматических сегментов в виде осевых вулканичесих хребтов и протяженных впадин сдвиговых амагматических сегментов при косом спрединге (хр. Книповича);

- сочетание протяженных осевых вулканических хребтов и коротких малоамплитудных нетрансформных смещений при ортогональном спрединге (участок 16-25° ЮЗИХ, ЗВС хр. Гаккеля);

- сочетание коротких и крупных осевых вулканичесих хребтов магматических сегментов и протяженных максимально глубоких (с глубинами до 5,7 км) амагматических сегментов, наличие пологих и отдаленных друг от друга сбросов на флангах хребта (участки 9-16° и 60—70° в.д. ЮЗИХ, ЦАС хр. Гаккеля)

2. Обобщение геолого-геофизической информации, а также результаты морфоструктурного и кинематического анализа, а также экспериментального моделирования, позволили установить основные параметры и геодинамические причины, определяющие специфику структурообразования при ультрамедленном растяжении в процессе аккреции коры. Основными из них являются: геодинамическая обстановка формирования хребта, кинематика спрединга, температура мантии, толщина коры и литосферы. Изменение этих параметров в пространстве и времени в условиях ультрамедленного спрединга определяют интенсивность проявления эндогенных процессов (тектонических, магматических и метаморфических) и, как следствие, особенности аккреции коры и структурообразования.

3. Установлены главные факторы, определяющие специфику структурообразования на исследуемых хребтах:

- для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей - увеличение температуры мантии, толщины коры, ширины зоны прогрева, интенсивности вулканических процессов и магмоснабжения по мере приближения к Исландской термической аномалии, неортогональность спрединга;

— для хребта Книповича — формирование в пределах транзитной зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях взаимодействия сдвиговых и раздвиговых напряжений и многочисленных перестроек спрединга; неортогональность спрединга, близость континентальной литосферы Баренцева моря и Шпицгергена;

— для хребта Мона — косой спрединг в условиях толстой и относительно холодной литосферы и узкой стабильной рифтовой зоны;

- для хребта Гаккеля и Юго-Западного Индийского хребта - наиболее низкие скорости спрединга в условиях изменяющейся вдоль оси спрединга температуры мантии и кинематики спрединга; соотношение эндогенных структурообразующих процессов меняется вдоль простирания хребтов: при преобладании тектонического фактора в рельефообразовании, на отдельных участках важную роль играют магматические и метаморфические процессы;

— для Американо—Антарктического хребта — формирование в пределах океанической литосферы при наличии значительных сдвиговых напряжений.

4. Выявлены геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Статьи в реферируемых журналах из списка ВАК 1. Зайончек А. В., Брекке X., С. Ю. Соколов, Ермаков А. В., Ефимов В. Н., Зарайская Ю. А., Ахмедзянов В. Р., Калинин Н. Д., Кохан А. В., Мороз Е. А., Ольшанецкий Д. М., Разумовский А. А., Ям польский К. П. Строение зоны

перехода от шельфа Баренцева моря к хребту Книповича севернее о. Медвежий (предварительные результаты работ 26 го рейса НИС "Академик Николай Страхов") //ДАН. Т.430. 2010. № 6. С. 824-829.

2. Дубинин Е.П., Грохольский A.JL, Кохан A.B., Свешников A.A., Термическое и реологическое состояние литосферы и особенности структурообразования в рифтовой зоне хребта Рейкъянес (по результатам численного и экспериментального моделирования) // Физика Земли. 2011. №7. С. 30-43.

3.Дубинин Е.П., Кохан A.B., Грохольский A.JL, Розова A.B. Особенности морфологии рельефа и структурообразования в рифтовой зоне хребта Рейкьянес // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 2012. №1. С. 75-83.

4. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Геодинамические особенности структурообразования в спрединговых хребтах Арктики и Полярной Атлантики // Вестник КРАУНЦ. Науки о земле. 2012. № 1. Выпуск № 19. С. 59-77.

5. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Абрамова A.C. Кинематика и особенности морфоструктурной сегментации хребта Книповича // Океанология. 2012. Т. 52. №5. С. 744-756.

Статьи в сборниках

6. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан A.B., Абрамова A.C. Геодинамический анализ рельефа и морфоструктурной сегментации спрединговых хребтов Арктического региона с ультрамедленными скоростями на основе физического моделирования // Геология морей и океанов: Материалы XVIII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии. Т. 5. - М.: ГЕОС, 2009. С. 37-42.

7. Кохан A.B., Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., Абрамова A.C. Экспериментальное моделирование структурообразования в спрединговых хребтах Арктики и Полярной Атлантики // В сб.: Современная тектонофизика. Методы и результаты. Материалы первой молодежной школы семинара. - М.: ИФЗ РАН, 2009. С. 93-101.

8. Зайончек A.B., Брекке X., Соколов С.Ю., Мазарович А.О., Добролюбова К.О., Ефимов В.Н., Абрамова A.C., Зарайская Ю.А., Кохан A.B., Мороз Е.А., Пейве A.A., Чамов Н.П., Ямпольский К.П. Строение зоны перехода континент-океан северо-западного обрамления Баренцева моря (по данным 24, 25 и 26 рейсов НИС «Академик Николай Страхов», 2006-2009 гг.) // Строение и история развития литосферы. Вклад России в Международный Полярный Год. Т.4. - М.: Paulsen. 2010. C.l 11-157.

9. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан A.B., Абрамова A.C. Геоморфология, тектоника и геодинамика спрединговых хребтов Арктического региона // Мат. VI Щукинских чтений — М.: Изд-во МГУ. 2010. С. 220-223.

10. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., Кохан A.B., Абрамова A.C. Физическое моделирование структурообразования и сегментации ультрамедленных хребтов Рейкъянес, Книповича и Гаккеля // В сб.: Тектоника и геодинамика

складчатых поясов и платформ фанерозоя. Мат. XLIII тект. Совещ. Т. 1. - М.: ГЕОС. 2010. С. 209-212.

11. Грохольский A.JT., Дубинин Е.П., Кохан A.B., Абрамова A.C. Кинематика и особенности морфоструктурной сегментации хребта Книповича на основе экспериментального моделирования // В сб.: Современное состояние наук о Земле, Материалы XLIII тектонического совещания. Т. 1. - М.: ГЕОС. 2011. С. 312-313.

12. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Структурообразование и морфология ультрамедленных спрединговых хребтов с косым механизмом спрединга // В сб.: Современная тектонофизика. Методы и результаты. Материалы Второй молодежной школы-семинара. -М.: ИФЗ РАН. 2011. Т. 1. С. 139-149.

13. Петрова A.B., Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Особенности аккреции коры и геометрии оси спрединга (по результатам экспериментального моделирования) // В сб.: Современная тектонофизика. Методы и результаты. Материалы Второй молодежной школы-семинара. -М.: ИФЗ РАН. 2011. Т. 1. С. 232-239.

14. Кохан A.B., Петрова A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Экспериментальное моделирование осевого и внеосевого структурообразования спрединговых хребтов // В Сб.: Современные вопросы геологии. Материалы молодежной конференции 4-е Яншинские чтения. 9-11 ноября 2011. -М.: ГЕОС. 2011. С. 87-94.

15. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Роль вулканических и тектонических процессов в геоморфологии, структурообразовании и сегментации ультрамедленных спрединговых хребтов // В сб.: Материалы симпозиума «Вулканизм и геодинамика». -Екатеринбург. изд-во ИГГУрОРАН. 2011. С. 289-292.

16. Дубинин Е.П., Тетерин Д.Е., Грохольский А.Л., Кохан A.B., Курбатова Е.С. Рельеф и гравитационное поле центральной части моря Скоша // В сб.: Геология морей и океанов. Материалы XIX Международной научной конференции (школы) по морской геологии. Т.5. —М.: ГЕОС. 2011. С. 80-85.

17. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Кинематика спрединга и сегментация ультрамедленных спрединговых хребтов // Геология морей и океанов. Материалы XIX Международной научной конференции (школы) по морской гелогии. Т.5.-М.: ГЕОС. 2011. С. 123-128.

18. Дубинин Е.П., Тетерин Д.Е., Кохан A.B., Курбатова Е.С. Рифтогенные и палеосубдукционные бассейны Западной Антарктики и моря Скоша // В сб.: Осадочные бассейны и геологические предпосылки прогноза новых объектов, перспективных на нефть и газ. Материалы XLIV Тектонического совещания. — М.: ГЕОС. 2012. С. 122-127.

19. Тетерин Д.Е., Дубинин Е.П., Кохан A.B., Курбатова Е.С. Рифтогенные бассейны центральной части моря Скоша // В сб.: Осадочные бассейны и геологические предпосылки прогноза новых объектов, перспективных на нефть и газ. Материалы XLIV Тектонического совещания. -М.: ГЕОС, 2012. С. 440^144.

20. Кохан А.В., Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Сегментация рифтовой оси ультрамедленных спрединговых хребтов (по геоморфологическим, геолого-геофизическим и экспериментальным данным) // В сб.: Третья тектонофизическая конференция в ИФЗ РАН. Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле: Тезисы докладов Всероссийской конференции. T.l. М.: ИФЗ. 2012. С. 290-295.

Тезисы докладов

21. Кохан А.В. Геодинамический анализ рельефа дна хребта Рейкьянес // В сб.: Материалы XIV Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов-2007». -М.: Мысль. Т. 1. 2007. С. 258.

22. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан А.В. Экспериментальное моделирование рельефообразующих деформаций в рифтовой зоне хребта Рейкьянес // В сб.: Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики, Материалы XLI тектонического совещания. -М.: ГЕОС Т 1 2008. С. 356-357.

23. Кохан А.В., Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., Абрамова А.С. Экспериментальное моделирование особенностей структурообразования и сегментации спрединговых хребтов Арктики и Полярной Атлантики // Тез. докладов Межд. конференции, посвященной 250-летию Гос. Геол. Музея им. В.И.Вернадского РАН. Геология, история, теория, практика. Москва, 14-16 октября 2009. С. 116-119.

24. Kokhan A.V., Grokholsky A.L., Abramova A.S., Dubinin E.P., Sokolov S.Yu. Structure-forming deformations on Knipovich ridge (physical modeling) // Geophysical Research Abstracts Vol. 12, EGU2010-7143, 2010. EGU General Assembly 2010; http://meetingorganizer.copernicus.org/EGU2010/EGU2010-7104.pdf.

25. Kokhan A.V., Grokholsky A.L., Dubinin E.P. Experimental study of structure-forming deformations in ultra-slow spreading Arctic and Polar Atlantic ridge // Geophysical Research Abstracts Vol. 12, EGU2010-7143, 2010. EGU General Assembly 2010; http://meetingorganizer.copernicus.org/EGU2010/EGU2010-7143.pdf.

26. Петрова A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Кохан А.В. Формирование осевых и внеосевых структур в зонах спрединга на основании экспериментального моделирования // Материалы рабочего совещания Российского отделения международного проекта Inter Ridge 1-2 июня 2011. — М.: ИГЕМ РАН. 2011. С. 96-99.

27. Кохан А.В., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Особенности структурообразования на спрединговых хребтах Арктики и Полярной Атлантики на основе экспериментального моделирования // Материалы рабочего совещания Российского отделения международного проекта Inter Ridge 1-2 июня 2011.-М.: ИГЕМ РАН. 2011. С. 100-103.

Подписано в печать 17.01.2013 Формат 60x88 1/16. Объем 1.0 п.л. Тираж 120 экз. Заказ № 1289 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119991 г.Москва, Ленинские горы, д.1 Главное здание МГУ, к. А-102

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Кохан, Андрей Валерьевич

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. Мировая система спрединговых хребтов, как глобальная морфотектоническая структура дна океана.

1.1. Общие особенности строения спрединговых хребтов.

1.2. Строение медленно-спрединговых хребтов.

1.3. Строение быстро-спрединговых хребтов.

1.4. Строение средне-спрединговых хребтов.

Глава 2. Тектоническое строение ультрамедленных спрединговых хребтов и геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга.

2.1. Хребет Рейкьянес.

2.2. Хребты Кольбейнсей и Мона.

2.3. Хребет Книповича.

2.4. Хребет Гаккеля.

2.5. Юго-Западный Индийский хребет.

2.6. Американо-Антарктический хребет.

2.7. Геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга.

2.7.1. Ультрамедленный спрединг на стадии раскола океанической литосферы(зароэюдение спрединга и отмирание спредингового хребта).

2.7.2. Ультрамедленный спрединг в структурах типа пулл-эпарт.

2.7.3. Ультрамедленный спрединг при продвижении спредингового хребта в пределы континентальной литосферы.

2.7.4. Ультрамедленный спрединг на активных континентальных окраинах.

Глава 3. Экспериментальное моделирование процессов структурообразования на ультрамедленных спрединговых хребтах.

3.1. Обзор подходов и методик экспериментального моделирования структурообразующих процессов.

3.1.1. Моделирование структурообразования в пределахрифтовых зон СОХ.

3.1.2. Моделирование структурообразования в зонах трансформных разломов.

3.1.3. Моделирование структурообразования в бассейнах пулл-эпарт.

3.2. Методика экспериментального моделирования.

3.3. Аналоговое моделирование ультрамедленного спрединга.

3.3.1. Моделирование структурообразования в условиях влияния горячей точки (хребты Рейкъянес и Кольбейнсей).

3.3.2. Сильно косое растяжение в пределах сдвиго-раздвиговой зоны взаимодействия спрединговых хребтов (хребет Книповича).

3.3.3. Ортогональный ультрамедленный спрединг (хребет Гаккеля).

3.3.4. Наклонное растяжение вне влияния горячей точки (хребет Mona).

3.3.5. Растяжение в условиях минимальных скоростей спрединга и наличия смещений оси различной амплитуды (Юго-Западный Индийский хребет).

3.3.6. Аналоговое моделирование внеосевого структурообразования.

Глава 4. Тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов.

4.1. Факторы, определяющие особенности тектонического строения и структурообразование в ультрамедленных спрединговых хребтах.

4.1.1. Кинематика спрединга и ее влияние на сегментацию ультрамедленных спрединговых хребтов.

4.1.2. Температура мантии, толщина коры и литосферы и их влияние на тектоническое строение ультрамедленных спрединговых хребтов.

4.2. Тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов"

Актуальность работы. Срединно-океанические хребты (СОХ) являются планетарной морфоструктурой и протягиваются через все океаны. Их рифтовые зоны представляют собой места формирования новой океанической коры. Рельеф и глубинное строение рифтовых зон СОХ отличаются в основном в зависимости от скорости спрединга. К концу XX века согласно этому критерию сформировалось разделение срединно-океанических хребтов на 3 класса: медленноспрединговые (<4 см/год), быстроспрединговые (>8 см/год) и среднеспрединговые (4 см/год<Успр<8 см/год). В последние 20 лет активно шли исследования малоизученных участков мировой системы СОХ с VCnp<2 см/год. В течение этого периода времени был накоплен обширный материал об их рельефе и глубинном строении [Глебовский и др., 2006; Шипилов, 2008; Пейве, Чамов, 2008; Пейве, 2009; Зайончек и др., 2010; Дубинин и др., 2011; 2012; Соколов, 2011; Crane et al., 2001; Dick et al., 2003; Jokat et al., 2003; Sauter et al., 2004; Pierce et al., 2005; Cannat et al., 2008; Sauter, Cannat, 2010 и др.]. Он показывает, что данные хребты значительно отличаются в своем строении от медленноспрединговых. Анализ материалов о рельефе дна, геолого-геофизических характеристиках и глубинном строении таких хребтов, а также результаты экспериментального моделирования, позволяют выделить их в самостоятельный тип, установить особенности тектонического строения, выделить их тектонические типы, основные структурообразующие факторы и геодинамические обстановки развития ультрамедленного спрединга.

2. Анализ тектонического строения ультрамедленных спрединговых хребтов.

4. Анализ кинематики и геометрии спрединга ультрамедленных хребтов.

6. Выявление основных структурообразующих факторов ультрамедленного спрединга.

Фактический материал. В основу работы положены новые данные многолучевого эхолотирования полученные в 24-м (2006 г.), 25-м (2007 г.), и, при участии автора в 26-м (2009 г.) рейсах НИС «Академик Николай Страхов», а также данные, полученные в 17 рейсах 1990-2000-х годов, размещенные в сети интернет и любезно предоставленные французскими коллегами из Институтов физики Земли, гг. Париж и Страсбург, Института морских исследований, г. Брест. В работе был использован 30-секундный грид рельефа дна мирового океана GEBC0 08 версии 20100927.

Для выявления особенностей структурообразования и сегментации рифтовых зон проводилось экспериментальное моделирование с использованием материалов, условий подобия и методик, представленных в работах [Шеменда, 1983; Грохольский, Дубинин, 2006; Schernenda, Grokholsky, 1994]. Для анализа связей между рельефом дна и глубинным строением литосферы использовались результаты численного моделирования [Галушкин и др., 2007, 2008; Tucholke et al., 2008; Дубинин и др., 2010].

Научная новизна работы. 1. На основании комплексного анализа рельефа и геолого-геофизических данных проведено тектоническое районирование ультрамедленных 5 спрединговых хребтов в зависимости от особенностей их строения и кинематики спрединга.

3. Проведенные экспериментальные исследования, учитывающие геодинамическую и кинематическую специфику каждого спредингового хребта, вместе с комплексным анализом рельефа и геолого-геофизических данных позволили выявить характерные особенности структурообразования и ведущие геодинамические факторы, определяющие тектоническое строение спрединговых хребтов с ультрамедленными скоростями растяжения.

Практическая и теоретическая значимость работы. Новые данные о морфотектонике и геодинамике ультрамедленных спрединговых хребтов актуальны для дальнейшего развития представлений о природе и эволюции океанической коры. В прикладном аспекте данные о строении рифтовых зон ультрамедленных спрединговых хребтов могут быть использованы при анализе условий образования глубоководных гидротермальных полиметаллических сульфидов и их морфоструктурной приуроченности, а также при анализе эволюции палеоспрединговых бассейнов. Результаты работы включены в учебную программу «Экспериментальное моделирование рельефообразующих деформаций океанической литосферы» и реализованы в рамках специального учебного курса.

Защищаемые положения. 1. Ультрамедленный спрединг проявляется в следующих геодинамических обстановках: 1) на спрединговых хребтах, сформированных при расколе континентальной литосферы и расположенных вблизи полюсов относительного вращения плит; 2) в пределах океанической литосферы при перескоках оси спрединга, сопровождающихся отмиранием старого и формированием нового хребта на стадии перехода от рифтинга к спредингу; 3) при растяжении в структурах типа ри11~араН\ 4) в транзитных зонах между двумя спрединговыми хребтами; 5) в сдвиго-раздвиговых зонах, сформированных в пределах океанической литосферы; 6) при продвижении спредингового хребта в пределы континентальной литосферы; 7) на активных континентальных окраинах при междуговом, задуговом и рассеянном спрединге.

• для хребтов Рейкьянес и Кольбейнсей - увеличение температуры мантии, интенсивности магмоснабжения и толщины коры по мере приближения к Исландской термической аномалии, неортогональность спрединга;

• для хребта Книповича - формирование в пределах транзитной зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях косого спрединга с различными сочетаниями сдвиговых и раздвиговых напряжений на отдельных сегментах хребта и вблизи континентальной литосферы Баренцева моря и Шпицбергена;

• для хребта Мона - косой спрединг в условиях мощной и относительно холодной литосферы и узкой рифтовой зоны;

• для хребта Гаккеля и Юго-Западного Индийского хребта (ЮЗИХ) -минимальные скорости спрединга, изменение температуры мантии и неортогональности спрединга вдоль простирания хребтов.

3. Геодинамические условия и кинематика спрединга определяют следующие основные тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов: 1) хребты, развивающиеся в условиях высокой прогретости мантии под влиянием горячей точки (хр. Рейкьянес и хр. Кольбейнсей, участки 3-9° и 35-52° в.д. ЮЗИХ); 2) хребты с субортогональным растяжением без трансформных разломов (западный сегмент хр. Гаккеля, участок 16-25° в.д. ЮЗИХ); 3) хребты с косым растяжением, с относительно холодной мантией и обедненным магмоснабжением (центральный сегмент хребта Гаккеля, участки 9-16° и 6070° в.д. ЮЗИХ, хребет Мона); 4) хребты, развивающиеся со значительной компонентой сдвига в транзитной зоне между двумя спрединговыми хребтами (хр. Книповича, трог Лена).

6200 км съемки многолучевым эхолотом. Были проанализированы морфотектонические особенности 163 осевых вулканических хребтов и асимметричных блоков флангов 7 хребтов вдоль 202 профилей, на каждом из которых располагалось от 10 до 25 сбросов. Автор обобщил и критически проанализировал опубликованные геолого-геофизические материалы; провел сравнительный анализ имеющихся данных. Лично автором были проведены эксперименты, включающие около 500 опытов, посвященных исследованию спрединговых хребтов, осуществлена обработка и интерпретация результатов.

Апробация работы. Основные результаты работы были представлены на 16 конференциях: XIV Международная конференция Ломоносовские чтения (Москва, 2007), XLIII, XLIV Тектонические совещания (Москва, 2008, 2010, 2012), 1-я, 2-я молодежные тектонофизические школы-семинары (Москва, 2009, 2011), Геология: история, теория, практика (Москва, 2009), XVIII и XIX Международных научных конференциях по морской геологии (Москва, 2009, 2011), EGU General Assembly 2010 (Вена, 2010), VI Щукинские чтения (Москва, 2010), Современное состояние наук о земле (Москва, 2011), Рабочее совещание Российской секции международного проекта Interridge Russian ridge (Москва, 2011), 4-е Яншинские чтения (Москва, 2011), XIX Международная конференция «Ломоносов-2012» (Москва, 2012), совещание рабочей группы "Геоморфология морского дна" при Совете РАН по Проблемам Мирового океана, секция геология (Москва, 2012), Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле (Москва, 2012). По результатам исследований автором лично сделано 10 устных докладов и представлено 4 постера.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и 2 приложений. Ее объем составляет 242 страницы, включая 103 иллюстрации , 9 таблиц. Список литературы состоит из 285 наименований, из них 205 иностранных.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Кохан, Андрей Валерьевич

Результаты работы, изложенные в главе 2, позволили выявить особенности тектонического строения ультрамедленных спрединговых хребтов. На основе данных о строении хребтов были проведены экспериментальные исследования, которые позволили уточнить основные структурообразующие факторы, действующие в рифтовых зонах рассмотренных хребтов. Эти результаты были изложены в главе 3. В данной главе с точки зрения геодинамики будут рассмотрены причины, обусловливающие различия строения ультрамедленных спрединговых хребтов, которые предварительно можно обозначить следующим образом: геодинамическая обстановка формирования хребта, кинематика спрединга, температура мантии, толщина коры и литосферы. Рассмотрим, как они влияют на строение расмотренных хребтов. Частично этот вопрос был рассмотрен в предыдущих главах: влияние геодинамической обстановки - в главе 2, других факторов -в главах 2 и 3.

4.1.1. Кинематика спрединга и ее влияние на сегментацию ультрамедленных спрединговых хребтов

Каждый из рассмотренных спрединговых хребтов обладает собственной кинематикой спрединга. С использованием новейших данных о скоростях перемещения плит [DeMets et al., 2010] и батиметрических данных различной степени детальности [Зайончек и др., 2010; Cannat et al., 2006; Dick et al., 2003; Grindlay et al., 1998; GEBC0 09; Sauter et al., 2001, 2004, 2009; Mevel et al., 1997; Keeton et al., 1997; Geli et al., 1994; Schenke, Gauger, 2007] были рассмотрены особенности кинематики спрединга данных хребтов.

При этом мы основывались на следующих показателях, предложенных в работе [Withjack, Jamison, 1986]: азимут простирания рифтовой зоны спредингового хребта (R), направление регионального раздвижения плит (D), угол а между направлением раздвижения и простиранием рифтовой зоны хребта, угол 90-а, общая скорость спрединга (Vcnp), эффективная скорость спрединга (УЭф).

Показатель угла 90-а определяет степень отклонения спрединга от идеального ортогонального спрединга. Чем больше его величина, тем больше величина сдвига в кинематике растяжения. Чем больше угол а, тем меньше спрединг отклоняется от ортогонального. Чем больше величина угла а, тем ближе спрединг приближается к субортгональному растяжению. Направление регионального раздвижения плит и общая скорость спрединга определялись Ч. ДеМетсом с соавторами в ходе разработки глобальной модели перемещения плит MORVEL [DeMets et al., 2010] по ряду показателей (ориентировка трансформных разломов, плоскостей сместителей в очагах землетрясений, магнитных аномалий и т.д.). Эффективная скорость спрединга расчитывалась по методу, предложенному М. Абельсоном и А. Агноном [Abelson, Agnon, 1997] как ортогональная к простиранию хребта компонента полной скорости спрединга. Величина эффективной скорости спрединга зависит от косости спрединга, то есть от угла а каждого из участков рассмотренных хребтов.

Кинематика спрединга на рассмотренных хребтах значительно отличается. Классифицируем рассмотренные хребты в зависимости от их кинематики согласно подходу [Withjack, Jamison, 1986] на хребты с ортогональным (а=75-90°), субортогональным (а=70-75°), косым (а=50-70°), сильнокосым спредингом (а<50°).

Ортогональным спредингом обладают хребты Кольбейнсей, спрединговый центр Моллой, участки ЦАС и ЗВС хребта Гаккеля, участки провинций А, В, Г, сегменты ДЗ, Е2 ЮЗИХ.

Субортогональным спредингом обладает сегменты Д1 и ЕЗ ЮЗИХ.

Косым спредингом обладают северный участок хребта Книповича и сегменты El, Д4, Д2, БЗ ЮЗИХ.

Силънокосым спредингом характеризуется сегменты Б2, Б1, Е4 ЮЗИХ, южная часть хребта Книповича, трог Лена, ААХ, а также ВВС хребта Гаккеля (рис. 4.1).

Соотнесем имеющиеся данные о строении участков УМСХ с их кинематикой спрединга. Как было показано в главе 2, для отдельных участков УМСХ (например, ЦАС хребта Гаккеля, провинций Б и Е ЮЗИХ) свойственны специфические особенности тектонического и глубинного строении. Для данных участков свойственны минимальные толщины коры, наличие валообразных поднятий, максимальные глубины, геохимические характеристики базальтов (содержание натрия нормализованного к магнию, например), свидетельствующие о редуцированном магматизме. Условно назовем данную совокупность особенностей «холодным» ультрамедленным спредингом.

В зависимости от геометрии изменяется величина эффективной скорости спрединга.

Г. Дик с соавторами [Dick et al., 2003] выдвинули гипотезу, что сокращение ее величины приводит к перераспределению расплава на большую длину ослабленной зоны, что влечет сокращение магмоснабжения на наклонных сегментах спрединговых хребтов. Также они

171 предположили, что порогом для формирования «холодного спрединга» может служить величина эффективной скорости спрединга в 1,3 см/год. Другой точкой зрения является гипотеза М. Кэннет с соавторами [СашШ а1., 2006], согласно которой величина глубинного магмоснабжения мало отличается в пределах наклонных и ортогональных участков УМСХ, но наклонность препятствует латеральному продвижению даек по направлению от магматических центров. В целом это препятствует развитию магматических процессов на наклонных сегментах хребтов.

45° 0° 35°

300°

45° 85°

345° со^у:

45°

Лена

Исландская горячая точка

37°

62°

9046° 0°

0-44°

V и А ё

80-62°

78-60°

28° х/ о ф X к л и О.

46°

-600 км д В А

Рис. 4.1. Различия в кинематике спрединга ультрамедленных спрединговых хребтов. Числитель дроби - простирание рифтовой зоны, знаменатель - направление растяжения, число рядом с дробью - угол а. По данным [ОеД/^ е1 а1., 2010]. Пунктиром показаны ТР и шовные зоны.

Среди сегментов Юго-Западного Индийского хребта эффективная скорость спрединга изменяется в диапазоне от 1,63 до 0,87 см/год. В пределах хребта в зависимости от эффективной скорости спрединга можно обозначить следующие участки (таблица 4.1, рис. 4.2). Максимальной УЭф обладают участки провинций А и В (1,57-1,61 см/год). Здесь для спрединга характерна практически максимальная для всего ЮЗИХ скорость, а также его субортогональный механизм. Промежуточные значения эффективных скоростей спрединга характерны для участка провинции Г, а также ортогональных и субортогональных сегментов провинции Д. В условиях максимальных значений полных скоростей спрединга в пределах провинции Б (до 1,64 см/год) для ее сегментов характерны низкие значения эффективных скоростей спрединга. Это связано с большим наклоном рифтовой зоны относительно направления растяжения (угол а изменяется от 32 до 58°). Для сегмента Б2 характерна одна из самых низких эффективных скоростей спрединга во всей системе срединно-океанических хребтов (0,87 см/год). Похожие значения УЭф характеризуют сегменты хребта в пределах провинции Е (0,96-1,28 см/год). Здесь наклонность сегментов хребта ниже, чем в пределах провинции А, но для хребта характерны минимальные значения полной скорости спрединга на данном участке.

Среди хребтов Северной Атлантики и Арктики минимальные значения эффективных скоростей спрединга характерны для трога Лена, хребта Книповича и ВВС хребта Гаккеля (таблица 4.1, рис. 4.2). Здесь они обусловлены высокими значениями угла а, а для ВВС -еще и предельно низкими полными скоростями спрединга вблизи от полюса раскрытия Евразийской и Американской плит.

Как было показано в главе 2, характерные особенности «холодного» ультрамедленного спрединга наблюдаются на участках ЦАС хребта Гаккеля, провинций Б и Е ЮЗИХ. Исходя из данных изложенных в работе [ЬасЬгасИ е1 а1., 2011], сходные особенности присущи и трогу Лена. В редуцированной форме особенности «холодного» УМС прослеживаются в пределах ВВС хребта Гаккеля и наклонных сегментов Д2 и Д4 провинции Д ЮЗИХ. Но при соотношении их строения и кинематики спрединга наблюдаются противоречия. Действительно, в основном особенности «холодного» ультрамедленного спрединга присущи для участков с Уэф<1,3 см/год. Ее низкие значения в основном обусловлены большим отклонением спрединга от ортогонального либо низкой величиной полной скорости спрединга. Это справедливо для трога Лена, ЦАС хребта Гаккеля, провинций Е и Б ЮЗИХ и, вероятно, для ААХ (в его случае анализ затруднен из-за отсутствия детальных батиметрических данных).

Но с другой стороны, для сегмента El кинематические показатели сходны с сегментом Д4 и Уэф<1,3 см/год (таблица 4.1). При этом их строение коренным образом отличается. В случае ВВС хребта Гаккеля редуцированные особенности холодного спрединга проявляются в условиях минимальной эффективной скорости спрединга, еще более низкой по сравнению с ЦАС хребта. Более того, особенности «холодного» ультрамедленного спрединга наблюдаются в условиях эффективной скорости спрединга выше 1,3 см/год в пределах субортогональных сегментов БЗ и Е2 ЮЗИХ (Уэф=1,38-1,39 см/год).

Также в случае хребта Книповича с его минимальными значениями УЭф=0,86-1,38 см/год особенности «холодного» ультрамедленного не проявляются в строении хребта, где осевые глубины не превышают 3,5-3,7 км, а внеосевые структуры типа валообразных поднятий были зафиксированы только в зоне сочленения хребтов Мона и Книповича.

При переходе от сегмента Д4 к сегменту El, разделенных ТР Мелвилл, строение рифтовой зоны кардинально меняется (рис. 2.33, 2.34, 2.35). Это происходит, несмотря на практически полное сходство кинематических характеристик спрединга в их пределах (таблица 4.1, рис. 4.1, 4.2). Для сегмента Д4 характерны магматические сегменты высотой 1200-1500 м и длиной 35-40 км. Они разделяются наклонными амагматическими сегментами длиной 35-45 км. Максимальные глубины достигают 4,5-4,8 км. Средняя глубина на данном участке составляет 4435 м. Среднее значение МАБ составляет -21 мГал. В пределах краевых частей амагматических сегментов были обнаружены свежие вулканические постройки и минимуму МАБ [Sauter et al., 2004]. Для сегмента характерно среднее значение содержания натрия, нормализованного к магнию - 3,48 %. Все это свидетельствует о высокой активности магматических процессов на данном сегменте [Cannat et al., 2008].

Сегмент El длиной около 350 км характеризуется наличием одного МС и одного редуцированного вулканического сегмента. Днище рифтовой долины располагается на глубинах 5-5,5 км. На флангах располагаются валообразные поднятия. Для АС характерны величины МАБ порядка -10-5 мГал, величина магнитного поля порядка 100150 нТл [Sauter et al., 2004]. Для данного участка хребта характерно среднее содержания натрия нормализованного к магнию 3,89 % - максимальное для всего хребта [Cannat et al., 2008]. Все это свидетельствует о низкой активности магматических процессов.

Для ЦАС хребта Гаккеля характерны минимальная толщина коры порядка 0-3,5 км, практически полное отсутствие проявлений вулканизма (один вулканический центр на расстоянии около 200 км), среднее содержания натрия нормализованного к магнию 3,5 %,

174 преобладание серпентинизированных перидотитов в драгировках. Для ВВС хребта характерна толщина коры в 2,5-3,5 км, MC, располагающиеся через 50-150 км, небольшая доля перидотитов при преобладании базальтов в драгировках, проявления вулканизма в виде лавовых потоков и вулканических построек (см главу 2). Все эти особенности свидетельствуют о восстановлении магматизма, но данный процесс идет в условиях минимальных величин УЭф=0,82-0,92 см/год, что ниже Уэф~1,3 см/год, характерных для ЦАС хребта. Это свидетельствует о воздействии на характер рельефа и сегментации наряду с геометрией и кинематикой спрединга других факторов.

Кинематика и геометрия спрединга оказывают непосредственное воздействие на сегментацию спрединговых хребтов. В целом можно выделить три типа сегментации (рис. 5.4, 5.5): 1. сегментация ультрамедленного ортгонального спрединга, 2. сегментация ультрамедленного косого спрединга, 3. сегментация в условиях сложно устроенной переходной зоны между двумя спрединговыми хребтами.

16-Ёиs

-8-12о > юн 8 ЮЗИХА □ ЮЗИХВ дЮЗИХД оЮЗИХБ О ЮЗИХГ КЮЗИХЕ й в д

-ЕГ а

I-г

-г

И-г

15 п—г 16

18п 1614 12108

К Гаккеля ДМоллой % Рейкьянес пМона + Кольбейнсей °Книповича ■ трог Лена А

ЗВС о и ЦАС О о

ВВС о

1-г

1— 14 о о

-г~ 16

-Г-18

Vcnp, мм/год

Рис. 4.2. Зависимость полной и эффективной скоростей спрединга для Юго-Западного Индийского хребта спрединговых хребтов Северной Атлантики и хр. Гаккеля. Участки с характерными признаки «холодного» ультрамедленного спрединга, отмечены стрелками, пунктирной линией показано значение Уэф в 13 мм/год. По данным [DeMets et al., 2010].

Первый тип характерен для участков ЗВС и ЦАС хребта Гаккеля, хребта Кольбейнсей, провинций А, В, Г и сегментов Д1, ДЗ и Е2 Юго-Западного Индийского хребта. Он характерен для 46% длины рассмотренных спрединговых хребтов.

Второй типа характерен для хребтов Рейкьянес, Мона, ВВС хребта Гаккеля, ААХ, провинции Б и сегментов Д2, Д4, El, Е2, Е4 ЮЗИХ. Он характерен для 43% длины рассмотренных ультрамедленных спрединговых хребтов. Наряду с третьим типом, который был отмечен в пределах транзитной зоны между хребтами Мона и Гаккеля хребет Книповича, хребет Моллой и трог Лена, 11% длины рассмотренных спрединговых центров), в которой спрединг также развивается по наклонному механизму, он образует большинство. То есть для ультрамедленного спрединга в целом характерно наклонное растяжение.

Рассмотрим основные особенности каждого из типов. Для ортогонального спрединга характерно как практически полное отсутствие магматизма (ЦАС хр. Гаккеля, сегмент Е2 ЮЗИХ), так и относительно повышенный для данной скорости растяжения магматизм, возможно, вызванный повышенной температурой подстилающей мантии (ЗВС хребта Гаккеля, провинции А, В, Г ЮЗИХ). В условиях ортогонального ультрамедленного спрединга при повышенном магматизме формируется система ортогональных растяжению вулканических хребтов, разделенных небольшими смещениями амплитудой 10-15 км и неглубокими впадинами, глубиной до 3,5-4 км (Рис. 5.5).

В условиях отсутствия магматизма на ЦАС хребта Гаккеля сегментация вулканических хребтов заменяется системой протяженных переуглубленных впадин (глубиной до 5,5 км), разделенных перемычками высотой до 0,2-0,5 км (рис. 5.5). Вулканические центры располагаются на расстоянии 100-150 км друг от друга. Для участков хребта Кольбейнсей и провинции Г ЮЗИХ характерно наличие трансформных разломов, которые располагаются через 250-600 км. Характерно, что трансформные разломы наблюдаются в зоне влияния горячих точек: о. Марион, плато Крозе и о. Исландия. В пределах провинции В ЮЗИХ и ЗВС хребта Гаккеля ТР не наблюдаются. В условиях влияния горячей точки наблюдается изменение параметров сегментации при удалении от горячей точки.

В условиях косого ультрамедленного спрединга формируется система эшелонированных вулканических хребтов ориентирующихся субортогонально растяжению. Их разделяют трансформные разломы, нетрансформные смещения и впадины небольшой амплитуды (хр. Рейкьянес, хр. Кольбейнсей), либо амагматические сегменты различной длины (от 30-40 км на хребте Мона до 200-250 км (сегменты Б2 и Е1

ЮЗИХ)). Амагматические сегменты ориентируются субпараллельно простиранию хребта.

Глубина дна в пределах сегментов, высота вулканических поднятий и длина магматических и амагматических сегментов изменяются в зависимости от сокращения эффективной скорости спрединга. Максимальные контрасты вдольосевого рельефа наблюдаются на сегментах с ее минимальными значениями, где на участках МС г.

Джозефа Майеса и МС 67,5° в.д. формируется осевое поднятие (Сегменты Б2 и Е1 ЮЗИХ, соответственно), но данная закономерность не подтверждается на участках ВВС хребта

176

Гаккеля и сегментов Д2 и Д4 ЮЗИХ. Здесь амагматические сегменты короткие и обладают тонким базальтовым покровом. Повсеместно в пределах амагматических сегментов наблюдаются небольшие редуцированные вулканические постройки высотой до 500-600 м, являющиеся короткоживущими вулканами, они не обладают устойчивыми внеосевыми следами.

Наиболее сложная в пределах данного типа сегментация наблюдается в восточной части Юго-Западного Индийского хребта к востоку от ТР Галлиени (рис. 4.3). Здесь сегменты хребты ориентируются под углом от 46° до 90° к направлению растяжения. Сегментация формируется в условиях сокращения полной скорости спрединга по направлению на восток. Ее величина сокращается от 1,50 до 1,26 см/год, достигая максимума в 1,42 мм/год на сегментах ДЗ и Д4.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

- сочетание малоамплитудных нетрансформных смещений и протяженных эшелонированных осевых вулканических хребтов s-образной формы при косом спрединге, морфометрические параметры которых и морфология хребта в целом меняются по мере приближения к горячей точке (хр. Рейкьянес, хр. Кольбейнсей, участки 3-9° и 35-52° в.д. ЮЗИХ);

- сочетание протяженных осевых вулканических хребтов и коротких малоамплитудных нетрансформных смещений при. ортогональном спрединге (участок 16-25° ЮЗИХ, ЗВС хр. Гаккеля);

- сочетание коротких и крупных осевых вулканических хребтов магматических сегментов и протяженных максимально глубоких (с глубинами до 5,7 км) амагматических сегментов, наличие пологих и отдаленных друг от друга сбросов на флангах хребта (участки 9-16° и 60-70° в.д. ЮЗИХ, ЦАС хр. Гаккеля)

221

3. Установлены главные факторы, определяющие специфику структурообразования на исследуемых хребтах:

- для хребта Книповича - формирование в пределах транзитной зоны между хребтами Гаккеля и Мона в условиях взаимодействия сдвиговых и раздвиговых напряжений и многочисленных перестроек спрединга; неортогональность спрединга, близость континентальной литосферы Баренцева моря и Шпицбергена;

- для хребта Мона - косой спрединг в условиях толстой и относительно холодной литосферы и узкой стабильной рифтовой зоны;

- для Американо-Антарктического хребта - формирование в пределах океанической литосферы при наличии значительных сдвиговых напряжений.

4. Выявлены геодинамические обстановки проявления ультрамедленного спрединга. Анализ геолого-геофизической информации показал, что растяжение литосферы, сопровождаемое ультрамедленным спредингом, может проявляться как в пределах спрединговых хребтов, так и в других обстановках. Ультрамедленный спрединг наблюдается на спрединговых хребтах: а) сформированных при расколе континентальной литосферы и расположенных вблизи полюсов относительного вращения (хребты Гаккеля, Мона, Рейкьянес, Юго-западный Индийский, Красноморский и Аденский рифты); б) расположенных в транзитных зонах, сформированных между двумя спрединговыми хребтами (хребет Книповича); в) расположенных в сдвиго-раздвиговых зонах в пределах океанической литосферы (Американо-Антарктический хребет);

Другие обстановки, в которых растяжение литосферы может сопровождаться ультрамедленным спредингом: а) перескок оси спрединга сопровождающийся отмиранием одного спредингового хребта (затухание спрединга) и формированием нового хребта при переходе от рифтинга к спредингу (хр. Математиков и северная ветвь Восточно-Тихоокеанское поднятие); б) локальное растяжение на фоне регионального сдвига, приводящее к формированию структур типа pull-apart (трог Кайман); в) продвижение спредингового хребта в пределы континентальной литосферы: (Красноморско-Аденский рифт, рифт Калифорнийского залива); г) в зонах активных континентальных окраин: междуговой спрединг (Марианский трог); задуговой спрединг (спрединговый центр моря Фиджи); рассеянный, или диффузный спрединг в задуговых районах (центральный бассейн моря Скотия в древности и современный рассеянный спрединг в юго-восточной части моря Скотия).

5. Установлено, что геодинамические условия и кинематика спрединга определяют следующие основные тектонические типы ультрамедленных спрединговых хребтов: 1) хребты, развивающиеся в условиях высокой прогретости мантии под влиянием горячей точки (хр. Рейкьянес и хр. Кольбейнсей, участки 3-9° и 35-52° в.д. ЮЗИХ); 2) хребты с субортогональным растяжением без трансформных разломов (западный сегмент хр. Гаккеля, участок 16-25° в.д. ЮЗИХ); 3) хребты с косым растяжением, с относительно холодной мантией и обедненным магмоснабжением (центральный сегмент хребта Гаккеля, участки 9-16° и 60-70° в.д. ЮЗИХ, хребет Мона); 4) хребты, развивающиеся со значительной компонентой сдвига в транзитной зоне между двумя спрединговыми хребтами (хр. Книповича, трог Лена).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Кохан, Андрей Валерьевич, Москва

1. Белоусов В.В, Гзовский М.В. Экспериментальная тектоника. М.: изд-во Недра, 1964. 120 с.

2. Бурский А.З., Кулешова JI.B. Морфологические особенности рельефа рифтовой долины на участках проявления сульфидного оруднения // ArcReview. 2008. № 1. http://www.dataplus.ni/ARCREV/Number44/21 Relef.html.

3. Верба В. В., Аветисов Г. П., Степанова Т. В., Шолпо Л. Е. Геодинамика и магнетизм базальтов подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн) // Российский журнал наук о Земле. 2000. Т. 2. № 4. С.303-312.

4. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П. Термический режим литосферы при перескоке оси спрединга хребта Математиков // Физика Земли. 1992. N 9. С. 59-69.

5. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Модель образования и развития магматической камеры рифтовых зон срединно-океанических хребтов // Докл. РАН. 1993. Т.322. №46. С. 497-500.

6. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Шеменда А.И., Термическая структура осевой зоны срединно-океанического хребта. Статья 1. Формирование и эволюция осевой магматической камеры // Изв. АН РАН. сер. Физика Земли. 1994. №5. С. 11-19.

7. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников A.A. Нестационарная модель термического режима осевых зон СОХ: проблема формирования коровых и мантийных магматических очагов // Изв. РАН. Сер. Физика Земли. 2007. №2. С. 33-50.

8. Галушкин Ю.И., Дубинин Е.П., Свешников A.A. Реологическая расслоенность океанической литосферы в рифтовых зонных срединно-океанических хребтов // Докл. РАН. 2008. Т. 418. №2. С.252-255.

9. Глебовский В.Ю., Каминский В.Д., Минаков А.Н. и др. История формирования Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана по результатам геоисторического анализа аномального магнитного поля // Геотектоника. 2006. № 4 . С. 21^12.

10. Гончаров М.А., Талицкий В.Г., Фролова Н.С. Введение в тектонофизику. М.: КДУ. 2005. 496 с.

11. Гончаров М.А. Реальная применимость условий подобия при физическом моделировании тектонических структур // Геодинамика и тектонофизика. 2010. Т.1. № 2. С. 148-168.

12. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Экспериментальное моделирование структурообразующих деформаций в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов // Геотектоника. 2006. №1. С. 76-94.

13. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П., Шаповалова И.В., Структурообразование в областях нетрансформных смещений осевых зон спрединга (аналоговое моделирование) // Вестник МГУ. Сер. Геология. 2010. №3. С.32-40.

14. Гуревич Н.И., Астафурова Е.Г., Глебовский В.Ю., Абельская A.A. Некоторые особенности аккреции коры у оси западной части хребта Гаккеля, CJIO // Геол.-геоф. Хар-ки лит. Аркт. Региона. ВНИИОкеангеология. СПб, 2004. вып. 5. С. 35-47.

15. Гуревич Н.И., Меркурьев С.А. Влияние Исландского горячего пятна на осевую зону хребта Рейкьянес: особенности морфологических и геофизических характеристик // Вестник КРАУНЦ. 2009. № 1. Вып. №13. С. 63-79

16. Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича // Российский журнал наук о Земле. 2001. Т. 3. №2. С. 165-182.

17. Дмитриев JI.B., Соболев A.B., Сущевская Н.М. Условия формирования первичного расплава океанских толеитов и вариации его состава // Геохимия. 1979. № 2. С. 163-175.

18. Дзивонски А. М., Вудхаус Дж. Г. Глобальные неоднородности внутреннего строения земли // Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана. Ред. Удинцев Г. Б. МОК (ЮНЕСКО). Мингео ССР. АН СССР, ГУГК СССР. Москва. 1989-1990. 149 с.

19. Дубинин Е.П., Прозоров Ю.И., Белая Н.И. Геодинамическая природа сегментации срединно-океанических хребтов // Жизнь Земли. Геодинамика и экология. М.: Изд-во МГУ, 1992. С.46-55.

20. Дубинин Е.П., Свешников A.A. Эволюция литосферы палеоспрединговых хребтов (результаты математического моделирования) // Геотектоника. №3. 2000. С.72-90.

21. Дубинин Е.П., Ушаков С.А. Океанический рифтогенез. М.: изд-во ГЕОС, 2001. 293 с.

22. Дубинин Е.П., Розова A.B., Свешников A.A. Эндогенная природа изменений рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов со средней скоростью спрединга // Океанология. 2009. Т.49. №1. С. 1-17.

23. Дубинин Е. П. Строение океанической коры // Жизнь Земли. Сб. науч. Тр. Музея Землеведения МГУ. М. 2010а. изд-во МГУ. С. 20-32.

24. Дубинин Е. П., Галушкин Ю.И., Свешников A.A., Глубинное строение литосферы рифтовых зон спрединговых хребтов // Жизнь Земли. Сб. науч. Тр. Музея Землеведения МГУ. М., 20106. изд-во МГУ. С. 32-53.

25. Дубинин Е. П., Галушкин Ю.И., Свешников A.A., Модель акреции океанической и ее геодинамические следствия // Жизнь Земли. Сб. науч. Тр. Музея Землеведения МГУ. М., 2010в. изд-во МГУ. С. 53-83.

26. Дубинин Е.П., Грохольский A.JL, Кохан A.B., Петрова A.B., Формирование осевых и внеосевых структур в зонах спрединга на основании экспериментального моделирования // Геотектоника. 2012. В печати.

27. Дубинин Е.П., Кохан A.B., Сущевская Н.М. Тектоника и магматизм ультрамедленных спрединговых хребтов // Геотектоника. 2012. В печати.

28. Зайончек A.B., Брекке X., Соколов С.Ю. и др. Строение зоны перехода континент-океан северо-западного обрамления Баренцева моря (по данным 24, 25 и 26 рейсов НИС225

29. Академик Николай Страхов», 2006-2009 гг. ) // Строение и история развития литосферы. Вклад России в Международный Полярный Год. 2010.Том.4. М.: Paulsen. С.111-157.

30. Ильин A.B. Геоморфология дна Атлантического океана. М.: изд-во Наука, 1976. 229 с.

31. Ильин A.B. Изменчивый лик глубин. Проблемы изученности дна океана. М.: изд-во Недра. 1996.186 с.

32. Карасик А.М.Дуташова А.И., Позднякова P.A., Рождественский С.С. Норвежско-Гренландский бассейн // Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана. Л., 1985. С. 17-49.

33. Кленова М.В., Лавров В.М. Геология Атлантического океана. М.: изд-во Наука, 1975. 460 с.

34. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л. Геодинамические особенности структурообразования в спрединговых хребтах Арктики и Полярной Атлантики // Вестник КРАУНЦ. Науки о земле. 2012. № 1. Выпуск № 19. С. 59-77.

35. Кохан A.B., Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Абрамова A.C. Кинематика и особенности морфоструктурной сегментации хребта Книповича // Океанология. 2012. Т. 52. №5. С. 744-756.

36. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. Л.: Недра. 1987. 256 е.

37. Литвин В.М. Морфоструктура дна Атлантического океана и ее развитие в мезозое и кайнозое. М.: изд-во Наука. 1980. 128 с.

38. Лобковский Л.И., Никишин A.M., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М., изд-во Научный мир. 2004. 612 с.

39. Логачев H.A., Борняков С.А., Шерман С.И. О механизмах образования Байкальской рифтовой зоны (по результатам физического моделирования) // ДАН. 2000. Т. 373. №3. С. 388-390.

40. Мазарович А.О. Геологическое строение Центральной Атлантики: разломы, вулканические сооружения и деформации океанического дна // Тр. ГИН РАН. вып.530. М.: изд-во Научный мир, 2000. 176 с.

41. Мазарович А.О., Соколов С.Ю., Турко H.H., Добролюбова К.О., Рельеф и структура рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта между 5° и 7°18' с.ш. // Рос. Журн. Наук о Земле. 2001. Т.З. №5. С.353-370.

42. Меркурьев С.А., ДеМетц Ч., Гуревич Н.И. Эволюция геодинамического режима аккреции коры у оси хребта Рейкьянес, Атлантический океан // Геотектоника. 2009. №3. С. 14-29

43. Минаков А.Н. Геодинамика ультрамедленного спрединга на хребте Гаккеля: Магистерская диссертация. СпБГУ., 2006. 58 е.

44. Мирлин Е.Г. Движения и деформации литосферных плит в Исландском регионе Северной Атлантики и природа Фарерско-Гренландского порога // Геотектоника. 1978. № 6. С. 78-92.

45. Мирлин Е.Г., Пшенина И.А., Сущевская Н.М. Тектономагматические провинции осевой зоны Восточно-Тихоокеанского поднятия // Докл. АН СССР. 1992. Т.327. N3. С.368-373.

46. Мирлин Е.Г. Проблема вихревых движений в «твердых» оболочках Земли и их роли в геотектонике // Геотектоника. 2006. №4. С. 43-60.

47. Пейве A.A. «Сухой» спрединг океанической коры, тектоногеодинамические аспекты // Геотектоника. 2004. №6. С. 3-18.

48. Пейве A.A. Аккреция океанической коры в условиях косого спрединга // Геотектоника. 2009. №2. С. 5-19.

49. Пейве A.A., Чамов Н.П. Основные черты тектоники хребта Книпповича (Северная Атлантика) и история его развития на неотектоническом этапе // Геотектоника. 2008. №1. С. 38-57.

50. Пущаровский Ю.М. Тектоника и геодинамика спрединговых хребтов Южной Атлантики // Геотектоника. 1998. № 4. С.41-52.

51. Пущаровский Ю.М. Глубоководные впадины Атлантического океана как тектонические структуры: черты строения, время и механизм образования. // Докл. РАН. 2003. Т. 389А. №3. 2003. С. 358-361

52. Разницин Ю.Н., Пилипенко А.И. Анголо-Бразильский геотраверс: структура и деформации океанической литосферы // В сб.: Тектонические и геодинамические феномены. М.: изд-во Наука. 1997. С. 104-128.

53. Розова A.B., Дубинин Е.П., Особенности рельефа дна и морфострукурной сегментации рифтовой зоны Юго-Восточного Индийского хребта // Вестник КРАУНЦ. Науки о земле. 2006. №2. Вып. 8. С. 30-Ф2.

54. Сборщиков И.М., Руденко М.В. Структура рифтовой зоны хребта Рейкъянес и Исландская термальная аномалия // Геотектоника. 1985. №2. С.88-103.

55. Соколов С.Ю. Тектонические элементы Арктики по данным мелкомасштабных геофизических полей // Геотектоника. №1. 2009. С. 23-38.

56. Соколов С.Ю. Тектоническая эволюция хребта Книповича по данным аномального магнитного поля // Докл. РАН. 2011. Т. 437. № 3. С. 378-383.

57. Сорохтин О.Г. Зависимость топографии срединно-океанических хребтов от скорости раздвижения дна океана//Докл. АН СССР. 1973. Т.208. №6. С.1338-1341.

58. Сущевская Н.М., Цехоня Т.И., Дубинин Е.П., Мирлин Е.Г., Кононкова H.H. Формирование океанской коры в системе срединно-океанических хребтов Индийского океана // Геохимия. 1996. №10. С. 963-975.

59. Сущевская Н.М., Беляцкий Б.В., Цехоня Т.И., Мирлин Е.Г. и др. Петрология и геохимия базальтов восточной части Индийского океана в связи с проблемой начальных стадий его эволюции // Петрология. 1998. №6. С. 1-14.

60. Сущевская Н.М., Черкашов Г.А., Баранов Б.В., Томаки К. и др. Особенности толеитового магматизма в условиях ультрамедленного спрединга на примере хребта Книповича (Северная Атлантика) // Геохимия. 2005. №3. С. 254—274.

61. Сущевская Н. М., Пейве А. А., Беляцкий Б. В. Условия формирования слабообогащенных толеитов в северной части хребта Книповича // Геохимия. 2010. №4. С. 339-356.

62. Талицкий В.Г., Галкин В.А. Экспериментальное изучение деформаций структурированных сред в приложении к механизмам тектогенеза // Геотектоника. 1997. № 1.С. 82-89.

63. Турко H.H., Морозов Ю.И. Рельеф зоны разлома Зеленого мыса и структура осадочного чехла // Труды ГИН РАН. Вып. 439. Строение зоны разлома Зеленого мыса, Центральная Атлантика. М., изд-во Наука. 1998. С. 12-29.

64. Фроль В.В. Геоморфология рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта // М., изд-во Наука. 1987. 225 с.

65. Фроль В.В. Морфоструктура северной части Срединно-Атлантического хребта в связи с особенностями его сегментации // Новые и традиционные идеи в геоморфологии. V Щукинские чтения (Труды). М. изд-во Географического ф-та МГУ. 2005. С. 186-189.

66. Федынский В.В., Рассохо А.И., Деменицкая P.M. и др. О структуре аномального магнитного поля юго-западной части хребта Мона // Докл. АН СССР. 1975. Т. 223. №3. С. 726-730.

67. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики // М.: изд-во КДУ. 2005. 560 с.

68. Чамов Н. П., Соколов С. Ю., Костылева В. В., Ефимов В. Н. и др. Строение и состав осадочного чехла района рифта Книповича и впадины Моллой (Норвежско-Гренландский бассейн) // Литология и Полезные Ископаемые. 2010. № 6. С. 594-619.

69. Шеменда А.И. Критерии подобия при механическом моделировании тектонических процессов // Геология и геофизика. 1983. № 10. С. 10-19.

70. Шеменда А.И., Грохольский А.Л. Геодинамика Южно-антильского региона // Геотектоника. 1986. №1. С.84-95.

71. Шерман С.И., Бабичев A.A. Теория подобия и размерностей в приложении к тектоническому моделированию // Экспериментальная тектоника: Методы, результаты, перспективы, М.: Наука, 1989. С. 57-77.

72. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Т.1. Сдвиги, Новосибирск: Наука СО, 1991. 261 е.

73. Шипилов Э.В. Генерации спрединговых впадин и стадии распада вегенеровской Пангеи в геодинамической эволюции Арктического океана // Геотектоника. 2008. № 2. С. 3254.

74. Ямпольский К. П., Соколов С. Ю. Осадочный чехол и аномалии Буге в северной части хребта Книповича // Докл. РАН. 2012. Т. 442. № 4. С. 531-535228

75. Abelson M., Agnon A., Mechanics of oblique spreading and ridge segmentation // Earth and Planet. Sci. Lett. 1997. V. 148. №. 3. P. 405-421.

76. Acocella V., Faccenna C., Funiciello R., Rossetti F. Sand-box modelling of basement controlled transfer zones in extensional domains // Terra Nova. 1999. V. 11. P. 149-156.

77. Acocella V. Transform faults or Overlapping Spreading Centers? Oceanic ridge interactions revealed by analogue models // Earth and Planet. Sci. Lett. 2008. V. 265. P. 379-385.

78. Appelgate B. Geophysical investigations of the Reykjanes ridge and Kolbeinsey ridge seafloor spreading centers: Ph. D. thesis. University of Hawaii, 1995. 86 p.

79. Appelgate B., Shor A.N. The northern Mid-Atlantic and Reykjanes Ridges: spreading center morphology between 55°50'N and 63°00'N // J.Geophys.Res. 1994. V.99. №.B9. P.17935-17956.

80. Atwater T.M. Constraints from the FAMOUS area concerning the structure of the oceanic section. Deep Drilling Results in the Atlantic Ocean: Ocean crust. Eds. M.Talwani, G.Harrison, D.E.Hayes., 1979. V.2. P.33-42.

81. Autin J., Bellahsen N., Husson L„ Beslier M., Leroy S., d'Acremont E. Analog models of oblique rifting in a cold lithosphere // Tectonics. 2010. V. 29, doi: 10.1029/2010TC002671.

82. Baines G., Cheadle M., Dick H., Scheirer A. et al. Evolution of the Southwest Indian Ridge from 55°45'E to 62°E: Changes in plate-boundary geometry since 26 Ma // Geochem. Geophys. Geosyst. 2007. V.8. Q06022. doi: 10.1029/2006GC001559.

83. Barker P.F., Dalziel I.W.D., Storey B.C. Tectonic development of the Scotia arc region // The Geology of Antarctica, Oxford, Clarendon Press. 1991. P. 215-248

84. Basile C., Brun J.P. Transtensional faulting patterns ranging from pull apart basins to transform continental margins: an experimental investigation // J.Struct. Geology. 1999. V. 21. P. 23-37.

85. Bassi G., BonninJ. Rheological modeling and deformation instability of lithosphere under extension II. Depth-dependent rheology// Geophys. J. 1988. V. 94. P. 559-565.

86. Behn, M., Ito G. Magmatic and tectonic extension at mid-ocean ridges // Geochem. Geophys. Geosyst. V. 9. 2008. Q08010. doi: 10.1029/2008GC001965.

87. Benediktsdottir A., Hey R., Martinez F., Hoskuldsson A. Detailed tectonic evolution of the Reykjanes Ridge during the past 15 Ma // Geochem. Geophys. Geosyst. 2012. V. 13. Q02008. doi: 10.1029/2011GC003948.

88. Benes V., Davy P. Modes of continental lithospheric extension: experimental verification of strain localization processes // Tectonophys. 1995. V. 254. P. 69 87.

89. Bernard, A., Munschy M., Rotstein Y., Sauter D. Refined spreading history at the Southwest Indian Ridge for the last 96 Ma, with the aid of satellite gravity data // Geoph. J. Int. 2005. V.162. № 3. P. 765-778.

90. Bird P. An updated digital model of plate boundaries // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4. №3. 1027. doi: 10.1029/2001GC000252.

91. Bohoyo F., Galindo-Zaldivar J. , Maldonado A. , Schreider A.A., Surinach E., Basin development subsequent to ridge-trench collision: the Jane Basin, Antarctica // Mar. Geoph. Res. 2002. V. 23. P. 413-421.

92. Bonini M., Souriot T., Boccaletti M., Brun P. Successive orthogonal and oblique exrension episodes in a rift zone: Laboratory experiments with application to the Ethiopian Rift // Tectonics. 1997. V. 16. P. 347-362.

93. Cannat M. How thick is the crust at slow spreading oceanic ridges? // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. NB2. P. 2847-2857.

94. Cannat M., Mevel C., Maia M., Deplus C. et al. Thin crust, ultramafic exposures, and rugged faulting patterns at the Mid-Atlantic Ridge (22° 24°N) // Geology. 1995. V. 23. № 1. P. 4952.

95. Cannat M., Rommevaux-Jestin C., Sauter D., Deplus C., Mendel V. Formation of the axial relief at the very slow spreading Southwest Indian Ridge (49° to 69°E) // J.Geophys.Res. 1999. V. 104. P.22825-22843.

96. Cannat M., Sauter D., Mendel V. et al. Modes of seafloor generation at a melt-poor ultraslow-spreading ridge // Geology. 2006. V.34. P. 605-608.

97. Cannat M., Sauter D., Bezos A. et al. Spreading rate, spreading obliquity and melt supply at the ultraslow-spreading Southwest Indian ridge // Geoch., geoph., geosyst. 2008. V.9. Q04002, doi: 10.1029/2007GC001676

98. Cannat M., Sauter D., Escartin J., Lavier L., Picazo S. Oceanic corrugated surfaces and the strength of the axial lithosphere at slow spreading ridges // Earth Planet. Sci. Lett. 2009. V. 288. №1. P. 174-183.

99. Clifton A., Schlische R., Withjack M., Ackerman R. Influence of rift obliquity on fault-population systematics: resultsof experimental clay models // J. of Struct. Geol. 2000. V. 22. P.1491-1509.

100. Clifton A., Schlische R. Nucleation, growth, and linkage of faults in oblique rift zones: Results from experimental clay models and implications for maximum fault size // Geology. 2001. V. 29. №. 5. P. 455—458

101. Cochran J., Goff J., Malinverno A., Fornari D. et al. Morphology of a "superfast" mid-ocean ridge crest and flanks: the East Pacific Rise, 7-9°S // J.Geophys.Res. 1993. V. 15. P.65-75.

102. Cochran J.R., Kurras G.J., Edwards M.H., Coakley B.J The Gakkel Ridge: bathymetry, gravity anomalies and crustal accretion at extremely slow spreading rates // JGR. 2003. V. 108. P. 2116-2137.

103. Cochran J. Seamount volcanism along the Gakkel ridge, Arctic ocean // Geophys. J. Int. 2008. V. 174. P. 1153-1173.

104. Corti G., Bonini M., Conticelli S., Innocenti F. et al. Analogue modelling of continental extension: A review focused on the relations between the patterns of deformation and the presence of magma // Earth Sci. Rev. 2003. V. 63. № 3. P. 169-247.

105. Corti G., Manetti P. Asymmetric rifts due to asymmetric Mohos: an experimental approach // Earth and Planet. Sc. Lett. 2006. V. 245. P. 315-329.

106. Corti G. Continental rift evolution: from rift initiation to incipient break-up in Main Ethiopian Rift, East Africa // Earth Sc. Rev. 2009. V. 96. P. 1-53.

107. Corti G. Evolution and characteristics of continental rifting: Analog modeling-inspired view and comparison with examples from the East African Rift System // Tectonophysics. 2012. V. 522. P. 1-33.

108. Crane K., Doss H., Vogt P., Sundvor E. et al. The role of the Spitzbergen shear zone in determining morphology, segmentation and evolution of the Knipovich ridge // Mar. Geoph. Res. 2001. V. 22. P. 153-205.

109. Curewitz D., Okino K., Asada M. et al. Structural analysis of fault populations along the oblique, ultra-slow spreading Knipovich Ridge, North Atlantic Ocean, 74°30' N-77°50' N // Journal of Structural Geology. 2010. V. 32. P. 727-740.

110. Dauteuil O., Bourgeois O., Mauduit T. Lithosphere strength controls oceanic transform zone structure: insights from analogue models // Geophys. J. Int. 2002. V. 150. P. 706 714.

111. Dauteuil O., Brun J-P. Oblique rifting in a slow-spreading ridge. // Nature. 1993. V. 361. P. 145- 148.

112. Dauteuil O., Mart Y. Analogue modeling of faulting pattern, ductile deformation, and vertical motion in strike-slip fault zones // Tectonics. 1998. V. 17. P. 303 310

113. DeMets C., Gordon R., Argus D. Geologically current plate motions //. Geophys. J. Int. 2010. V. 181. P. 1-80.

114. Detrick R.S., Buhl P., Vera E., Mutter J. et al. Multichannel seismic imaging of an axial magma chamber along the East Pacific Rise between 9°N and 13°N // Nature. 1987. V.326. P.35-41.

115. Dick H., Lin J., Schouten H. An ultra-slow class of spreading ridge // Nature. 2003. V. 426. P. 405-412.

116. Dooley T., Schreurs G. Analogue modeling of intraplate strike-slip tectonics: a review and new experimental results // Tectonophysics. 2012. V. 574. P. 1-71.

117. Durand C., Ballu V., Gente P., Dubois J. Horst and graben structures on the flanks of Mid-Atlantic ridge // Tectonophys. 1996. V. 265. P. 275 297.

118. Dyment, J. Evolution of the Indian Ocean triple junction between 65 and 49 Ma (Anomalies 28 to 21) // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. № B8. P. 13,863-13,877.

119. Dyment J., Lin J., Baker E. Ridge-hotspot interactions // Oceanography. 2007. V. 20. № 1. P. 102-115.

120. Eagles G., Livermore R. Opening history of Powell Basin, Antarctic Peninsula // Marine Geology. 2002. V. 185. P. 195-205.

121. Eagles G., Livermore R., Morris P. Small basins in the Scotia Sea: The Eocene Drake Passage gateway // Earth and Plan. Sc. Lett. 2006. V. 242. P. 343-353.

122. Eagles G. The age and origin of the central Scotia Sea // Geophys. J. Int. 2010. V.183. P. 587-600. doi: 10.1111/j.l365-246X.2010.04781.

123. Eberhart G., Rona P., Honnorez J. Geologic controls of hydrothermal activity in the Mid-Atlantic Ridge rift valley: tectonics and volcanics // Mar.Geophys.Res. 1988. V. 10. P.233-259.

124. Ehlers B., Jokat W. Subsidence and crustal roughness of ultra-slow spreading ridges in the northern North Atlantic and the Arctic Ocean // Geophys. J. Int. 2009. V. 177. P. 451-462.

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

126. Escartin J., Hirth G., Evans B., Effects of serpentinization on the lithospheric strength and the style of normal faulting at slow-spreading ridges // Earth Planet. S ci. Lett. 1997. V. 151. P. 381— 189.

127. Escartin J., Cowie P., Searle R.C., Allerton S. et al. Quantifying tectonic strain and magmatic accretion at a slow spreading ridge segment, Mid-Atlantic Ridge, 29°N // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. P. 10421-10437.

128. Escartin J., Smith D., Cann J., Schouten H. et al. Central role of detachment faults in accretion of slow-spreading oceanic lithosphere //Nature. 2008. V. 455. P.790-794.

129. Galindo-Zaldivar J., Balanya J., Bohoyo F., Jabaloy A. Active crustal fragmentation along the Scotia-Antarctic plate boundary east of the South Orkney Microcontinent (Antarctica) // Earth Planet.Sci.Lett. 2002. V. 204. V. 33-46.

130. Gans P. Large-magnitude Oligo-Miocene extension in southern Sonora: Implications for the tectonic evolution of northwest Mexico //Tectonics. 1997. V. 16. № 3. P. 388—408.

131. Gapais D., Fiquet G., Cobbold P. Slip system domains, 3. New insights in faulk kinematics from plane strain sandbox experiments // Tectonophys. 1991. V. 188. P. 143 157.

132. Garel E. Structure et tectonique des dorsales océaniques en dôme: approche cartographique et modèles analogiques. Thesis, Université de Bretagne Occidentale, 2001. pp. 308.

133. Garel E., Dauteuil O., Lagabrielle Y., Deformation Processes at fast to ultra-fast oceanic spreading axes: mechanical approach // Tectonophysics. 2002. V. 346. P. 223-246.

134. GEBC0 08 grid, ver. 20100927, http://www.gebco.net.

135. Geli L., Renard V., Rommevaux C. Ocean crust formation processes at very slow spreading centers: A model for the Mohns Ridge, near 72 N, based on magnetic, gravity, and seismic data // JGR. 1994. V. 99. P. 2995-3013.

136. Gente P., Pockalny R., Durand C., Maia M. et al. Characteristics and evolution of the segmentation of the Mid-Atlantic Ridge between 20°N and 24°N during last 10 million years // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. V. 129. P. 55-71.

137. Georgen J., Lin J., Dick H. Evidence from gravity anomalies for interactions of the Marion and Bouvet with the Southwest Indian Ridge: Effects of transform offsets // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 187. P. 283-300.

138. German C., Briem J., Chin C., Danielsen M. et al. Hydrothermal activity on the Reykjanes Ridge: The Steinahyll Vent-field at 63°06'N // Earth and Planetary Science Letters. 1994.V. 121. P.647-654.

139. Goff J. A global and regional stochastic analysis of near-ridge abyssal hill morphology // J. Geophys. Res. 1991. V. 96. № B13. P. 21 713-21 737.

140. Goff J., Malinvero A., Fornari D., Cochran J. Abyssal hill segmentation: quantitative analysis of the East Pacific Rise Flanks 7°S-9°S // J. Geophys. Res. 1993. V.98. №B8. P. 13 85113 862.

141. Goldstein S., Soffer G., Langmuir C. et al. Origin of a «Southern Hemisphere» geochemical signal in the Arctic upper mantle // Nature. 2008. V. 453. P. 89-94.

142. Gomez O., Briais A., Sauter D., Mendel V. Tectonics at the axis of the very slow spreading Southwest Indian Ridge: insights from TOBI side-scan sonar imagery // Geochem. Geophys. Geosyst. 2006. V.7 №5, Q05K12, doi:10.1029/2005GC000955.

143. Gracia E., Charlou J., Radford-Knoery J. et al. Non-transform offset along the Mid-Atlantic ridge south of the Azores (38N-34N): ultramafic exposures and hosting of hydrothermal vents // Earth Planet. Sci.Lett. 2000. V. 177. P. 89-103.

144. Hayman N., Grindlay N., Perfit M., Mann P., Leroy S., de LepinayB. Oceanic core complex development at the ultraslow spreading Mid-Cayman Spreading Center // Geochem. Geophys. Geosyst. 2011. V. 12. Q0AG02, doi: 10.1029/2010GC003240.

145. Hempton M., Neher R. Experimental fracture, strain and subsidenct patterns over en echelon strike slip faults: Implications for the structural evolution of pull - apart basins // J.Struct.Geol. 1986. V. 8. P. 597-605.

146. Hess H. History of ocean basins // Petrologic studies: A Volume in Honor of A.F. Buddington. N.Y.: Geol. Soc. Amer. 1962. P. 599-620

147. Hooft E.E., Brandstottir B., Mjelde R. et al. Asymmetric plume-ridge interaction around Iceland: The Kolbeinsey Ridge Iceland Seismic Experiment // Geochem. Geophys. Geosyst. 2006. V. 7. P. 1-26.

148. Hosford A. Crustal accretion and evolution at slow and ultra-slow spreading mid-ocean ridges: Ph.d. thesis. MIT/WHOI. 2001. 255 p.

149. Hoskuldsson A., Hey R., Kjartansson E., Gudmundsson G.B. The Reykjanes Ridge between 63°10'N and Iceland // J. of Geodyn. 2007. V. 43.P. 73-86.

150. Ito G., Shen Y., Hirth G., Wolfe C. Mantle flow, melting, and dehydration of the Iceland plume // Earth Planet. Sci. Lett. 1999. V.165. P. 81-96.

151. Jacoby W., Weigel W., Fedorova T. Crustal structure of the Reykjanes Ridge near 62°N, on the basis of seismic refraction and gravity data // J. of Geodyn. 2007. V. 43. 2007. P. 55-72.

152. Jokat W., Ritzmann O., Schmidt-Aursch M. et al. Geophysical evidence for reduced melt production on the Arctic ultraslow Gakkel mid-ocean ridge // Nature. 2003. V.423. P. 962-965.

153. Jokat W., Schmidt-Aursch M. Geophysical characteristics of the ultraslow spreading Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Geophys. J. Int. 2007. V.168. P. 983-998.

154. Jokat W., Weigelt E., Kristoffersen Y., Rasmussen T., Schone T. New geophysical results from the south-western Eurasian Basin (Morris Jesup Rise, Gakkel Ridge, Yermak Plateau and the Fram Strait // Geoph. J. Int. 1995. V.123. № 2. P. 601-610.

155. Jones S. Test of a ridge-plume interaction model using oceanic crustal structure around Iceland // Earth Planet.Sci.Lett. 2003. V. 208. P. 205-218.

156. Kandilarov A., Landa H., Mjelde R., Pedersen M. et al. Crustal structure of the ultra-slow spreading Knipovich ridge, North Atlantic, along a presumed segment center // Mar. Geoph. Res. 2010. V. 31. P.173-195.

157. Kandilarov A., Mjelde R., Okino K., Murai Y. Crustal structure of the ultra-slow spreading Knipovich ridge, North Atlantic, along a presumed amagmatic portion of oceanic crustal formation // Mar. Geoph. Res. 2008. V. 29. P.109-134.

158. Katz R., Ragnarsson R., Bodenschatz E. Tectonic microplates in a wax model of sea-floor spreading // New Journal of Physics. 2005. V. 7. P. 1-12.

159. Keep M., McClay K. Analogue modelling of multiphase rift system // Tectonophys. 1997. V. 273. P. 239-270.

160. Keeton J., Searle R., Parsons B. et al. Bathymetry of the Reykjanes Ridge // Mar. Geophys. Res. 1997. V.19. P.55-64.

161. Kirby S.H. Rheology of the lithosphere: review // Geophys. Space Phys. 1983. V. 21. P. 1458-1487.

162. Kitada K., Seama N., Yamazaki T., Nogi Y., Suyehiro K. Distinct regional differences in crustal thickness along the axis of the Mariana Trough, inferred from gravity anomalies // Geochem. Geophys. Geosyst., 2006. V. 7, Q04011, doi:10.1029/2005GC001119

163. Klein E. M., Langmuir C. H. Global correlations of ocean ridge basalt chemistry with axial depth and crustal thickness // J. Geophys. Res. 1987. V. 92. № B4. P. 8089 8115.

164. Klingelhofer F., Geli L., Matias L. et al. Geophysical and geochemical constraints on crustal accretion on the very-slow spreading Mohns ridge //Geophys. Res. Lett. 2000. V. 27. №10. P. 1547-1550.

165. Kodaira S., Mjelde R., Gunarsson K. et al. Crustal structure of the Kolbeinsey Ridge, North Atlantic, obtained by use of ocean bottom, seismographs // JGR. 1997. V. 102. P. 3131-3151.

166. Konstantinovskaya E., Harris L., Poulin J., Ivanov G. Transfer zones and fault reactivation in inverted rift basins: Insights from physical modeling // Tectonophysics. 2007. V. 441. P. 1-26.

167. Kopp H., Flueh E., Klaeschen D., Bialas J., Reichert C. Crustal structure of the central Sunda margin at the onset of oblique subduction // Geophys. J. Int. 2001. V.147. P. 449-474.

168. Laderach C., Schlindwein V., Schenke H.-W., Jokat W. Seismicity and active tectonic processes in the ultra-slow spreading Lena Trough, Arctic Ocean // Geophys. J. Int. V. 184. № 3. p. 1354-1370.

169. Le Roex A., Dick H., Reid A., Frey F. Geochemistry, mineralogy and petrogenesis of lavas erupted along the Southwest Indian Ridge bitweenthe Bouvet Triple Junction and 11 degrees East // Journal of Petrology. 1983. V. 24. № 3. P. 267-318.

170. Leroy S., Mauffret A., Patriat P., Mercier de Lepinay B. An alternative interpretation of the Cayman Trough evolution from a re-identification of magnetic anomalies // Geophys. J. Int. 2000. V.141.P. 539-557.

171. Libak A., Christian H., Mjelde R., Keers H., Fliih E. From pull-apart basins to ultraslow spreading: Results from the western Barents Sea Margin // Tectonophysics. 2012. V. 514. P. 4461.

172. Livermore R., Nankivell A., Eagles G., Morris P. Paleogene opening of Drake Passage // Earth and Planet. Sc. Lett. 2005. V. 236. P.459- 470.

173. Lizaralde D., Axen G., Brown H. et al. Variation in styles of rifting in the Gulf of California // Nature. 2007. V. 448. P. 466-469.

174. Ljones F., Kuwano A., Mjelde R., Breivik A. et al. Crustal transect from the North Atlantic Knipovich Ridge to the Svalbard Margin west of Hornsund // Tectonophysics. 2004. V. 378. P. 1741.

175. Lodolo E., Civile D., Vuan A., Tassone A., Geletti R. The Scotia-Antarctica plate boundary from 35°W to 45°W // Earth and Plan. Sc. Lett. 2010. V. 293. P. 200-215.

176. Lonsdale P. Regional shape and tectonics of the Equatorial East-Pacific Rise // Mar. Geophys. Res. 1977. V. 3. P. 295-315

177. Lonsdale P. Geomorphology and structural segmentation of the crest of the southern (Pacific-Antarctic) East Pacific Rise // J.Geophys.Res. 1994. V.99. №.B3. P.4683-4702.

178. Luis J. F. Mirone: A multi-purpose tool for exploring grid data // Computers & Geosciences. 2007. V. 33. P. 31-41.

179. Luyendyk В., Macdonald K. A geological transect across the crest of the East Pacific Rise at 21 °N latitude made from the deep submersible ALVIN // Mar.Geophys.Res. 1985. V.7. P.467-488.

180. Macdonald K. Mid-ocean ridges: fine scale tectonic, volcanic and hydrothermal processes within the plate boundary zone // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 1982. №10. P. 155-190.

181. Macdonald K., Fox P. The axial summit graben and crosssectional shape of the East Pacific Rise as indicators of axial magma chambers and recent volcanic eruptions // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. V.88.P. 119-131.

182. MacGregor L., Constable S., Sinha M. The RAMESSES experiment III: Controlled-source electromagnetic sounding of the Reykjanes Ridge at 57° 45'N // Geophys. J. Int. 1998. V.135. P. 772-789.

183. MagdeL., Smith D. et al. Seamount volcanism at the Reykjanes Ridge: relationship to Iceland hot spot. // J.Geophys.Res. 1992. V.100. №.B5. P. 8449-8468.

184. Maldonado A., Bohoyo F. et al., Ocean basins near the Scotia-Antarctic plate boundary: Influence of tectonics and paleoceanography on the Cenozoic deposits // Mar. Geophys. Res. 2006.V. 26. P. 83-107.

185. Malinverno A. Inverse square-root dependence of mid-ocean ridge flank roughness on spreading rate // Nature. 1991. V.352. P. 58-60.

186. Malkin B.V., Shemenda A.I. Mechanism of rifting: consideration based on results of physical modeling and on geological and geophysical data // Tectonophysics. 1991. V. 199. P. 193210.

187. Mammerickx J., Sandwell D. Rifting of old Oceanic Lithosphere // J. Geophys. Res. 1986. V. 1 №B7. P. 1975-1988.

188. Mandl G. Mechanics of Tectonic Faulting, Models and Basic Concepts // Elsevier, New York. 1988.

189. Marques F. Transform faults orthogonal to rifts: Insights from fully gravitational physical experiments // Tectonophysics. 2012. V. 526-529. P. 42-47.

190. Marques F., Cobbold P.R., Louren?o N. Physical models of rifting and transform faulting, due to ridge push in a wedge-shaped oceanic lithosphere // Tectonophysics. 2007. V. 443. P. 37-52.

191. Mart Y., Dauteuil. O. Analogue experiment of propagation of oblique rifts 11 Tectonophys. 2000. V. 316. P. 121-132.

192. Martinez F., Taylor B. Mantle wedge control on back-arc crust accretion // Nature. 2002. V. 416. P.417-420.

193. Mauduit T., Dauteuil O. Small-scale models of oceanic transform zones // J. Geophys.Res. 1996. V. 101. P.195-209.

194. McClay K., Dooley T. Analogue models of pull apart basins // Geology. 1995. V. 23. P. 711-714.

195. McClay K., Ellis P. Geometries of extensional fault system developed in model experiments // Geology. 1987. V. 15. P. 341 344.

196. Mendel V., Sauter D. Seamount volcanism at the super-slow spreading Southwest Indian Ridge between 57°E and 70°E // Geology. 1997. V. 25. №2. P. 99-102.

197. Mendel V., Sauter D., Parson L., Vanney J.-R. Segmentation and morphotectonic variations along a super-slow spreading center: the Southwest Indian Ridge (57°E-70°E) // Mar. Geophys. Res. 1997. V. 19. P. 505-533.

198. Michael P., Langmuir C., Dick H. et al. Magmatic and amagmatic seafloor generation at the ultraslow-spreading Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Nature. 2003. V. 423. P. 956-961.

199. Mjelde R., J. Breivik, T. Raum, E. Mittelstaedt, G. Ito, J. Faleide Magmatic and tectonic evolution of the North Atlantic //Journal of the Geological Society, London. 2008. V. 165. P. 3142.

200. Mochizuki M., Brandsdottir B., Shiobara H., Gudmundsson G. et al. Detailed distribution of microearthquakes along the northern Reykjanes Ridge, off SW-Iceland // Geoph. Res. Lett. 2000.V. 27. № 13. P. 1945-1948.

201. Muller M., Minshull T., White R. Segmentation and melt supply at the Southwest Indian Ridge // Geology. 1999. V. 27. P. 867-870.

202. Murton B.J., Parson L.M. Segmentation, volcanism and deformation of oblique spreading centers: a quantitative study of the Reykjanes Ridge // Tectonophysics. 1993. V.222. P. 237-257.

203. NavinD.A., PeirceC., SinhaM.C. The RAMESSES Experiment II. Evidence for accumulated melt beneath a slow spreading ridge from wide-angle refraction and multichannel reflection seismic profiles. // Geophys. J.Int. 1998. V.135. P.746-772.

204. Ohara Y, Stern R., Ishii T., Yurimoto H., Yamazaki T., Peridotites from the Mariana Trough:first look at the mantle beneath an active back-arc basin // Contrib. Mineral Petrol. 2002. V. 143. P. 1-18.

205. Okino K., Curewitz D., Asada M., Tamaki K. et al. Preliminary analysis of the Knipovich Ridge segmentation: influence of focused magmatism and ridge obliquity on an ultraslow spreading system // Earth and Planet. Sc. Lett. 2002. V. 202. P. 275-288.236

206. Parker R.L., Oldenburgh D. Thermal model of ocean ridges // Nature Phys. Sci. 1973. V. 242. №122. P.137-139.

207. Parson L.M., Murtón B.J., Searle R.C. et al. En echelon axial volcanic ridges at the Reykjanes Ridge: a life cycle of volcanism and tectonics // Earth Planet.Sci.Lett. 1993. V.117. P. 73-87.

208. Patriat P., Sloan H., Sauter D. From slow to ultra-slow: A previously undetected event at the Southwest Indian Ridge at ~24Ma // Geology. 2008. V.36. № 3. P. 207-210.

209. Perfit M. Petrology and geochemistry of mafic rocks form the Cayman Trench: Evidence for spreading// Geology. 1977. V. 5. P. 105-110.

210. Peirce C., Gardiner A., Sinha M.C. Temporal and spatial cyclicity of accretion at slow-spreading ridges—evidence from the Reykjanes Ridge // Geophys. J. Int. 2005. V. 163. P. 56-78.

211. Peirce C., Sinha M.C. Life and death of axial volcanic ridges: Segmentation and crustal accretion at the Reykjanes Ridge // Earth and Planet. Sc. Lett. 2008. V. 274. P. 112-120.

212. Rahe B., Ferril D., Morris A. Physical analog modeling of pull-apart basin evolution // Tectonophysics. V. 285. 1998. P. 21-40

213. Richard P., Mocquet B., Cobbold P. Experiments on simultaneous faulting and folding above a basement wrench fault // Tectonophys. 1991. V. 188. P. 133 141.

214. Richard P., Naylor M., Koopman A. Experimental models of strike slip tectonics // Pet.Geosci. 1995. V. 1. P. 71 - 80.

215. Riedel C., Tryggvason A., Brandsdottir B. et al. First results from the North Iceland experiment // Mar. Geophys.Res. 2006. V. 27. P. 267-278.

216. Ritzman O., Jokat W., Mjelde R., Shimamura H. Crustal structure between the Knipovich Ridge and the Van Mijenfjorden (Svalbard) // Mar. Geoph. Res. 2002. V. 23. P. 379-401.

217. Ryan W. et al. Global Multi-Resolution Topography synthesis // Geochem. Geophys. Geosyst. 2009. V. 10, Q03014, doi:10.1029/2008GC002332.

218. Sandwell D., Smith W., Global marine gravity from retracked Geosat and ERS-1 altimetry: Ridge segmentation versus spreading rate // J. Geophys. Res. 2009. V. № 114. № B01411, doi:10.1029/2008JB006008.

219. Sauter D., Patriat P., Rommevaux-Jestin C., Cannat M., et al. The Southwest Indian Ridge between 49°15'E and 57°E: focused accretion and magma redistribution // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. V. 192. P. 303-317.

220. Sauter D., Cannat M., Meyzen C. et al. Propagation of a melting anomaly along the ultraslow Southwest Indian ridge between 46°E and 52°20'E: interaction with Crozet hotspot? // Geophys. J. Int. 2009. V.179. P. 687-699.

221. Sauter, D., Cannat M The ultraslow-spreading Southwest Indian ridge // Diversity of hydrothermal systems on slow-spreading ocean ridges. Eds.: P. Rona, C. Devey, J. Dyment and B. Murton. AGU. 2010. P. 153-173.

222. Sauter D., Sloan H., Cannat M.,. Goff J. et al. From slow to ultra-slow: How does spreading rate affect seafloor roughness and crustal thickness? // Geology. 2011. V. 39. № 10. P. 911-914.

223. Schenke H. W., Gauger S. AWI Bathymetric Chart of the Gakkel Ridge (AWI BCGR) (Scale 1:150,000) // Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research. Bremerhaven. 2007. URL: http://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.733039

224. Schouten H., Klitgord K., Gallow D. Edge-driven microplate kinematics // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. P. 6689-701.

225. Schreurs G. Experiments on strike slip faulting and block rotation // Geology. 1994. V. 22. P. 567-570.

226. Sclater, J., Dick H., Norton I., Woodroffe D. Tectonic structure and petrology of Antarctic plate boundary near the Bouvet Triple Junction // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. V.37. P. 393-400.

227. Sclater, J., Fisher R., Patriat P., Tapscott C., Parsons B. Eocene to recent development of the south-west Indian Ridge, a consequence of the evolution of the Indian Ocean triple junction // Geophys. J. R. Astron. Soc. 1981. V. 64. P. 587-604.

228. Searle R., Cowie P., Mitchell N., Allerton S. et al. Fault structure and detailed evolution of a slow spreading ridge segment: the Mid-Atlantic Ridge at 29N // Earth and Planet. Sc. Lett. V. 154. 1998. P. 167-183.

229. Searle R., Bralee A. Asymmetric generation of oceanic crust at the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge, 64E // Geochem., geophys., geosyst. V. 8. 2007. Q05015.

230. Searle R.C., Laughton A.S., 1981. Fine-scale sonar study of tectonics and volcanism on the Reykjanes Ridge // Oceanol. Acta. V. 4. P. 5-13.

231. Sempere J., Lin J., Brown H., Schouten H., Purdy G. Segmentation and morphotectonic variations along a slow-spreading center: The Mid-Atlantic Ridge (24°00'N 30°40'N) // Mar.Geophys. Res. 1992. V. 15. P. 153-200.

232. Sempere J., Macdonald K. Marine tectonics: Processes at mid-ocean ridges //Rev.Geophys., 1987. V.25. №.6. P. 1313-1347.

233. Seyler M., Cannat M., Mevel C. Evidence for major-element heterogeneity in the mantle source of abyssal peridotites from the Southwest Indian Ridge 52° to 68°E // Geochem. Geophys. Geosyst. 2003. V. 4. P. 1-33. doi: 10.1029/2002GC000305.

234. Shaw P., Lin J. Causes and Consequences of Variations in Faulting Style at the Mid-Atlantic Ridge // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. № B12. P. 21839-21851.

235. Shaw P., Lin J. Model of ocean ridge lithospheric deformation: Dependence on crustal thickness, spreading rate and segmentation // J. Geophys. Res. 1996. V. 101. № B18. P. 1797717993.

236. Shemenda A.I., Grokholsky A.L. A formation and evolution of overlapping spreading centers (constrained on the basis of physical modeling) // Tectonophys. 1991. V.199. P.389-404.

237. Shemenda A.I., Grocholsky A.L. Physical modeling of slow seafloor spreading.// J.Geophys.Res. 1994. V. 99. P. 9137-9153.

238. Sinha M., Constable S., Peirce C. et al. Magmatic processes at slow spreading ridges: implications of the RAMESSES experiment at 57°45' north on the Mid-Atlantic Ridge // Geophys. J.Int. 1998. V.135. P. 731-745.

239. Sinton J., Detrick R. Mid-Oceanic Ridge magma chambers // J.Geophys.Res. 1992. V.97. P. 197-216.

240. Smallwood J., White R. Crustal accretion at the Reykjanes Ridge, 61-62°N //J. Geophys. Res. 1998. V.103. P. 5185-5201.

241. Smit J., Brun J., Cloetingh S., Ben-Avraham Z. Pull-apart basin formation and development in narrow transform zones with application to the Dead Sea Basin // Tectonics. 2008. V. 27, TC6018. doi:10.1029/2007TC002119.

242. Smith D., Cann J., Dougherty M., Lin J. et al. Mid-Atlantic Ridge volcanism from deep-towed side-scan sonar images, 25-29 N // J. of Volcanol. and Geoth. Res. 1995. V. 67. P. 233-262.

243. Standish J., Sims K. Young off-axis volcanism along the ultraslow-spreading Southwest Indian Ridge // Nature Geoscience. V. 3. P. 286-292. 2010. doi:10.1038/ngeo824

244. Ten Brink U., Coleman D., Dillon W. The nature of the crust under Cayman Trough from gravity//Mar. Petro. Geol. 2002. V. 19. P. 971-987.

245. Tentler T. Analogue modeling of overlapping spreading centers: insights into their propagation and coalescence // Tectonophysics. 2003. V. 376. P. 99- 115.

246. Tentler T., Acocella V. How does the initial configuration of oceanic ridge segments affect their interaction? Insights from analogue models // J. Geophys. Res. 2010. V. 115. № B01401. doi: 10.1029/2008JB006269.

247. Thibaud R., Dauteuil O., Gente P. Faulting pattern along slow-spreading segments: a consequence of along-axis variation in lithospheric rheology // Tectonophys. 1999. V.312. P. 157174.

248. Tikku A., Cande S. On the fit of Broken Ridge and Kerguelen plateau // Earth and Planet. Sc. Lett. 2000. V. 180. P. 117-132

249. Tirel C., Brun J., Sokoutis D. Extension of thickened and hot lithospheres: Inferences from laboratory modeling//Tectonics. 2006. V. 25. TC1005, doi:10.1029/ 2005TC001804

250. Tolstoy M., Harding A.J., Orcutt J.A. Crustal thickness on the Mid-Atlantic Ridge: Bull's eye gravity anomalies and focused accretion // Science. 1993. V.262. P.726-729.

251. Tron V., Brun J. Experiments on oblique rifting in brittle ductile systems // Tectonophys. 1991. V. 188. P. 71-84.

252. Tucholke B., Behn M., Buck R., Lin J. Role of melt supply in oceanic detachment faulting and formation of megamullions // Geology. 2008. V.36. № 6. P. 455-458, doi: 10.1130/G24639A.

253. Vogt P., Avery O. Detailed magnetic surveys in the north-east Atlantic and Labrador Sea // J. Geophys. Res. 1974. V. 79. P. 363-389.

254. Vogt P., Johnson G., Kristjansson L. Morphology and magnetic anomalies north of Iceland // J. Geophysics. 1980. V. 47. P. 67-80.

255. Weir N., White R., Brandsdottir B. et al. Crustal structure of the northern Reykjanes ridge and Reykjanes peninsula // J. Geophys. Res. 2001. V. 106. № B4. P. 6347-6368.

256. Wessel P., Smith W. New Version of the Generic Mapping Tools Released // EOS Trans. AGU. 1995. V. 76. P. 329.

257. White R., McKenzie D., O'Nions R. Oceanic crustal thickness from seismic measurements and rare earth element inversions // J. Geophys. Res. 1992. V. 97. № 19. P. 19,683-19,715.

258. Williams G., Vann I. The geometry of listric normal faults and deformation in their hangingwalls // J. Struct. Geol. 1987. V. 9. P. 789 795.

259. Wilson M., O'Connell B., Brown C., Guinan J. Grehan A. Multiscale Terrain Analysis of Multibeam Bathymetry Data for Habitat Mapping on the Continental Slope // Mar. Geodesy. 2007. V. 30. P.3-35.

260. Withjack M., Islam Q., LaPoint P. Normal faults and their hangingwall deformation: An experimental study//Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 1995. V. 79. P. 10-18.

261. Withjack M., Jamison W. Deformation produced by oblique rifting // Tectonophys. 1986. V. 126. P. 99-124.

262. Wolfe C., Purdy G., Toomey D., Solomon S. Microearthquake characteristics and crustal velocity structure at 29°N on the Mid-Atlantic Ridge: the architecture of a slow-spreading ridge // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 24449-24472.

263. Yamazaki, T., Seama N., Okino K., Kitada K. et al. Spreading process of the northern Mariana Trough: Rifting-spreading transition at 22N // Geochem. Geophys. Geosyst. V. 4. 1075, doi: 10.1029/2002GC000492, 2003.

Информация о работе

Кохан, Андрей Валерьевич
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2012
ВАК 25.00.03

Диссертация

Тектоника и геодинамика ультрамедленных спрединговых хребтов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы